Full text of "Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft Vol. 76"

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Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft

(Abhandlungen und Monatsberichte)

76. Band
192t

(Mit 6 Tafeln)

Berlin 1925

Verlag von Ferdinand Knke
Stuttgart

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Inhalt.

Hinter dem Titel der Veröffentlichungen bedeutet A: Abhandlung,
B: Briefliche Mitteilung und V: Vortrag.

(Die Seitenzahlen der Monatsberichte sind kursiv

gedruckt.)

Seite

Bartling, R.: Über den Gebirgsbau im westfälisch-holländi¬
schen Grenzgebiet. (Hierzu Tafel I.) V . 3, 52

Bertram: Die geologische Umbildung des Weichseldeltas in¬
folge menschlichen Eingriffs (Titel). V . 156

Blanckenhorn, M. : Über Fossil- und Fährtenhorizonte im Bunt¬
sandstein Deutschlands. B . 269

Boehm, J.: Das Untersenon von Borken i. Westf. (Titel.) V . 100
Braun, G.: Über einen Fund von Geschiebemergel über Sanden

bei Torneä. B . 111

v. Bclow, Kurd: Zur Moornomenklatur. B . 189

Eitel, W.: Neuere Anschauungen petrologischer Probleme auf

Grund synthetischer Versuche. V . 154, 170

Erdmannsdörffkh, O. H.: Über Gesteine des Bodeganges im

Harz. (Mit 1 Textabbildung.) B . 114

Errilat: Die Beziehungen zwischen den erdmagnetischen
Störungen und den diluvialgeologischen Verhältnissen in

Ostpreußen (Titel.) V . 153

Fischer: Die Bildungsbedingungen des Dolomits im fränkischen

Keuper (Titel.) V . 145

Foerster, Hermann: Beiträge zur tektonischen Deutung der
Kluftsysteme im sächsischen Quadergebirge. (Mit 5 Text¬
abbildungen.) A . 78

Freudenreich: Die Entstehung der Halbinsel Heia (Titel.) V 156
Fulda, E.: Die Entstehung der deutschen Kalisalzlager (Titel) V 98

— Über die Entmischung der Mutterlaugen vor Bildung der

Kalisalzlagerstätten in der Zechsteinzeit. V . 2,7

Gagel, C.: Bemerkungen zu dem Vortrage des Herrn K. Keil¬
hack zur Geologie Islands. V . 245

— Über den sogen, unteren tonigen Geschiebemergel von

Frankfurt a. O. V . 3, 31

— Über den wolhyuischen Löß. V . 1, 4

Gotelan, W.: Einige neuere bemerkenswerte Funde in der

mitteldeutschen Braunkohle (Titel). V . 99

Grahmann, R.: Über pflanzenführende Diluvialtone in Nord¬
westsachsen. (Mit 2 Textabbildungen.) A . 138

Grupe, O. : Bemerkungen zum Vortrage von Herrn Qiiiung. V 87
Haack, H.: Über die nordwestfälisch-lippische Schwelle. V 3, 33
Heiland, C.: Die bisherigen Ergebnisse magnetischer Messungen

über norddeutschen Salzhorsten. (Mit 4 Textabbild.) V 98, 101

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Seite-

Hkss von Wichdohff: Nehrungsbildungen an ostpreußischen
Seen und die Bedeutung der Binnenseenehrung für das

Nehrungsproblem (Titel). V . 752, 153

Holstein: Das Profil durch das Weichseldelta parallel zur

Weichsel (Titel). V . 756

Hucke, K.: Über das Alter des Gruskalkes von Zarenthin in

der Priegnitz. B . 265

Jaekkl, O.: Die Tektonik und Gliederung des Diluviums in

Rügen (Titel). V . 153

— Über die Liparischen Inseln (Titel). V . 4

Janensch, W.: Fische aus dem Dysodil des Wealden vom

Libanon. (Mit 1 Textabbildung.) A . 54

Kegel, W.: Das Unterkarbon im östlichen Lahngebiet und die

varistische Faltung. V . 225, 240

— Über oolithische Eisenerze im Produktiven Karbon (Titel). V 2

Keilhack, K.: Zur Geologie Islands (Titel). V . 226

v. Klebelsberg: Alpine Quartargeologie (Titel). V . . . . 153

— Probleme der alpinen Quartargeologie. V ..... . 228
Koert, W.: Geologische Beobachtungen in Syrien und Palästina

während des Feldzuges 1917/18. Mit paläon tologischen
Beiträgen von W. Janensch und H. Raufe. (Hierzu

Tafel III, IV und 5 Textabbildungen.) A . 1

Kuhse: Eine Bodenkarte 1:3000 aus dem Danziger Werder

(Titel ) V . 146

— Sedimentpetrographische Mitteilungen aus dem Weichsel¬
delta (Titel). V . 146

Kraus, E.: Die Tektonik des ostpreußischen Quartärs. V 146, 165
Mkstwerdt, A.: Spateisensteingänge in mesozoischen Schichten

des Weserberglandes. V . 100

M kz : Das sero-diagnostische System des Pflanzenreichs (Titel). V 146
Moldenhaukr : Die ingenieurgeologische Baugrundkarte Danzigs

(Titel). V . 156

Moos, A. : Neue Nautilus-Schnäbel aus dem Dogger und Malm

Schwabens. (Mit 2 Textabbildungen.) B . 792

Naumann, E.: Zur Kenntnis der alluvialen und jungdiluvialen

Schotter im mittleren Weser- und Saaletal. B ... . 89

Nowack, E: Über ein genetisch interessantes Asbestvor¬
kommen bei Korea. (Mit 1 Textabbildung.) B ... . 246
Ortmann : Mikroskleren der Kreidespongien (Titel). V . . . 155

Petrascheck, W. und Berta Wilser: Studien zur Geochemie

des Inkohlungsprozesses. (Mit 5 Textabbildungen.) B . 200

Philipp: Solle (Titel). V . 154

Pompeckj, J. F.: Zum 150. Geburtstag Leopold v. Buchs (Titel). V 97
Pratjf., O.: Alte und junge Sedimente am Grunde der Nord¬
see. V . 145, 160

Qitring, H.: Thermenaufstieg und Gangeinschieben (Titel). V 97

— Über Wesen und Ursprung der postvaristischen Tektonik

Nordwestdeutschlands. (Hierzu Tafel II und 3 Text¬
abbildungen). V . . • 3, 62

— Postbasaltische und rezente Schubbewegungen auf Über¬
schiebungsklüften im Rheinischen Schiefergebirge. (Mit

2 Textabbildungen.) B . • • • . 139

Raufe, H.: Über einige neue Spongien aus der Kreide von

Aleppo. A . 47

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Seite

Ruck, Hans: Die Kräftegruppen des Vulkanismus und der
Tektonik und ihre gegenseitigen Beziehungen. Ein Rück¬
blick und Ausblick. A . 115

Schhiel: Transgressionen und Gebirgsbildungen im Altpalaeo-

zoicum des südlichen Mittelharzes (Titel). V .... 225
Sem lz, P.: Die Diatomeenflora glazialer und postglazialer

Tone (Titel). V . 154

Seidl, E.: Die Höttinger Brekzie, die Exotika und andere Merk¬
würdigkeiten der nördlichen Kalkalpen (Titel). V . . . 3

Solc.f.r, F.: Das Problem der Markgrafensteine in den Rauen-

schen Bergen (Titel). V . 99

— Die Geologie als Grundlage der Heimatkunde (Titel). V 155

Sr appenbeck, R. : Ober Typen andiner Kupferlagerstätten (Titel). V 1

— Typen andiner Kupferlagerstätten. A . 60

Troll: Die Gliederung der glazialen Landschaften (Titel). V 154
Weber, H.j Beiträge zur Geologie und Morphologie des Thü¬
ringerwald-Randes zwischen Frankenhain und Georgen -
thal. (Mit l Textabbildung.) B . 250

Wkgner, Th.: Die Rudisten des norddeutschen Turons. (Hierzu

Tafel V und 2 Textabbildungen.) A . 159

van Wer weke, L.: Das Alter der Sundgauschotter im Ober¬
elsaß. B . 130

— Über Ineinandergreifen von Schollen- u. Faltengebirgsbau. B 126
W eise, E.: Pflanzenführende Schichten im vogtländischen

unteren Kulm. B . 267

W enz, W.: Tertiäre Verwitterungsrinden im Mainzer Becken.

(Mit 3 Textabbildungen.) B . 215

W u .skr, Berta, siehe Petrascheck

Woldstedt, Paul: Zur Tektonik des subherzynen Beckens.

(Hierzu Tafel VI und 3 Textabbildungen.) A .... 183

Wolf, W.: Zur Abwehr. B . . . 223

Wyss, Th.: Die statischen Probleme der Gebirgsbildung. (Mit

Ziegenspkck: Über den serologischen Stammbaum und die

Phytopaläontologie (Titel). V . 147

Mitgliederverzeichnis . 214

Neueingänge der Bibliothek . 96, 144, 279

Ortsregister . 281

Protokoll der Sitzung am 9. Januar 1924 . 1

„ „ „ „ 6. Februar 1924 2

„ „ „ „ 6. März 1924 2

„ „ „ „ 2. April 1924 3

„ 7. Mai 1924 . 97

„ „ „ „ 4. Juni 1924 . 98

„ „ „ „ 2. Juli 1924 . 99

Protokoll der Hauptversammlung . 145

Protokoll der Sitzung am 31. Juli 1924 145

„ „ wissenschaftlichen Sitzung am 1. August 1924 146

„ „ geschäftlichen Sitzung am 1. August 1924 . 147

zweiten wissenschaftlichen Sitzung am
1. August 1924 152

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Seite

Protokoll der Sitzung am 4. August 1924 . 153

„ „ „ „ 5. August 1924 . 154

Protokoll der Sitzung am 5. November 1924 . 223

„ „ „ „ 3. Dezember 1924 . 226

Rechnungsabschluß . 225

Sachregister . 285

Verzeichnis der im Austausch bei der Bücherei seit 1920 ein¬
gegangenen Zeitschriften und Karten . 202

Vorstands- und Beiratswahl . 226

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SZ6T 1 1 AVW

Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft.

(Abhandlungen und Monatsberichte.)

A. Abhandlungen,

1. u. 2. Heft. 76. Band.

(Hierzu Tafel III und IV.)

Berlin 1925.

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart.

1924.

INHALT.

Aufsätze: Seite

1. Koert, W.: Geologische Beobachtungen in Syrien und

Palästina während des Feldzuges 1917/18. Mit
pal äontologi sehen Beiträgen von W. Janensch und
H Hauff (Hierzu Tafel III, IV und 5 Textabbil¬
dungen) . 1

Hauff, H. : Über einige neue Spongien aus der Kreide

von Aleppo . 47

Janensch, W.: Fische aus dem Dysodil des Wealden

vom Libanon . 54

2. Stappenbeck, R : Typen andiner Kupferlagerstätten . 60

3. Foerster, Hermann: Beiträge zur tektonischen Deutung

der Kluftsysteme im sächsischen Quadergebirge.

(Mit 5 Textabbildungen) .......... 78

4. Reck, Hans: Die Kräftegruppen des Vulkanismus und

der Tektonik und ihre gegenseitigen Beziehungen.

Ein Rückblick und Ausblick . 115

5. Grahmann, R.: Über pflanzenführende Diluvialtone

in Nord westsachsen. (Mit 2 Textabbildungen) . 138
(Fortsetzung im nächsten Heft.)

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Deutsche Geologische Gesellschaft.

Vorstand für das Jahr 1925

Vorsitzender: Herr Krusch Schriftführer: Herr BIbtliko

Stellvertretende I
Vorsitzende: \

Schatzmeister:

Archivar:

Die Herren: ANDRtE-Königsberg i.Pr., BuxTORF-Basel, CLOOS-Breslau, Erdmanns-
DÖRFFER-Hannover, Faura i SANS-Barcelona, FuEGEL-Berlin, PETRASCHECK-Leoben,
ScHUMANN-Grube Jlse, N.-L., STREMME-Danzig, SuESS-Wien, Wegner-M ünster.

- □ -

• • \

Mitteilungen der Schriftleitung.

Im Interesse des regelmäßigen Erscheinens der Abhandlungen und
Monatsberichte wird um umgehende Erledigung aller Korrekturen gebeten.

Die Manuskripte sind druckfertig und möglichst in Maschinenschrift ein¬
zuliefern. Der Autor erhält in allen Fällen eine Fahnenkorrektur und nach
Umbrechen des betreffenden Bogens eine Revisionskorrektur. Eine dritte
Korrektur kann nur in ganz besonderen Ausnahmefällen geliefert werden. Für
eine solche hat der Autor die Kosten stets zu übernehmen.

Im Manuskript sind zu bezeichnen:

Oberschriften (halbfett) doppelt unterstrichen,

Lateinische Fossilnamen (kursiv I) durch Schlangenlinie,

Autornamen (Majuskeln) rot unterstrichen,

Wichtige Dinge (gesperrt) schwarz unterstrichen.

- □ - ?-

Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende
Adressen benutzen:

1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an
Herrn Bergrat Prof. Dr. Bärtling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128.

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Bergrat
Prof. Dr. Mestwerdt, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

4. Sonstiger Briefwechsel an den Vorstand der Deutschen Geo¬
logischen Gesellschaft, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

5. Die Beiträge sind gebührenfrei auf das Postscheckkonto von
Prof. Dr. E. Picard, Schatzmeister der Deutschen Geologischen Ge¬
sellschaft in Berlin N 4 beim Postscheckamt Berlin NW7 Nr. 38581 zu
überweisen.

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard,
Berlin N4, Invalidenstr. 44, einzusenden.

Go gle j

POMPECKJ

BROiu-München

PlCABD

Dienst

Beirat für das Jahr 1925

Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft.

Aufsätze.

1. Geologische Beobachtnngen in Syrien und
Palästina während des Feldzages 1917/18.

Mit paläontologischen Beiträgen der Herren W. Janensch
und H. Rauff.

Von Herrn W. Koert, Berlin.

(Hierzu Tafel III, IV und 5 Textabbildungen.)

Seite

Einleitung . 2

I. Zur Geologie von Aleppo . 3

1. Die Kreide . 3

2. Die prämiocänen Eruptiva . 7

3. Das Miocän . 9

a) Die Inselplatte von Schech Bekr-Mahmudije ... 10

b) Die Platte im Nordosten . 12

c) Die Platte im Nordwesten bis zur Alexandrette-

Straße . 13

d) Die Platte im Westen und Südwesten . 14

II. Geologische Beobachtungen zwischen Aleppo und Hama

(Miocän, prämiocäner Basalt, Kreide, Eocän, diluviale

Terrassenschotter des Orontes) . 17

HI. Diluvialschichten und junge Verwerfungen in der Beka

und am Bande des Antilibanos bei Kajak . 21

IV. Tektonik und Wealden auf der Nordwestseite des

Kneysseh im Libanon . 23

V. Geologische Beobachtungen zwischen Afule und Kaisa-

rije, ferner bei Tul Karm . 29

1. Aus der Ebene Jesrecl . 29

2. Aus dem Berglande von Samaria . 30

3. Von der Küstenebene Saron . 34

VI. Geologisches aus dem Ost jordanlande längs der Hedschas-

bahn . 36

1. Kreide und Tektonik bei Damaskus . 36

Zeitschr. d. D. Oeol. Ges. 1924. 1

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Seite

2. Kreide und Basalt zwischen Mismije und Kalat es

Zerka, Artefaktenfund im Wadischotter bei Dera . . 38

3. Dänische Stufe und Diluvialschotter bei Amman . . 39

4. Senon, diluviale und jüngere fluviatile Bildungen,

junge Verwerfung bei Kutrane . 42

5. Kreide und Wadisedimente bei Djuruf ed Dar&wisch 44

Schlußwort . 46

Paläontologischer Anhang:

I. Über einige neue Spongien aus der Kreide von Aleppo.

Von H. Hauff. (Hierzu Tafel IV) . 47

II. Fische aus dem Dysodil des Wealden vom Libanon.

Von W. Janensch . 54

Als Kriegsgeologe bei der Vermessungsabteilung 27 war
ich vom 9. November 1917 bis zu meiner Erkrankung am
24. Juli 1918 in Syrien und Palästina tätig und hatte dank
den mir gestellten Aufgaben Gelegenheit, das Land an vielen
Stellen geologisch naher kennen zu lernen. Außer manchen
Beobachtungen von den keineswegs nach europäischer Art.
hastenden Bahnen und längs der Marschstrecken konnte ich
zahlreiche geologisch - topographische Spezialaufnahmen
machen und zi* Kartenbildem zusammensteilen, ferner ein
umfangreiches geologisches und paläontologisches Belegmate¬
rial sammeln. Leider haben meine schweren Erkrankungen,
deren letzte mir im Lazarett zu Haifa am 23. September
1918 auch die Gefangennahme durch die Engländer eintrug,
ferner der Zusammenbruch der Front in Palästina sowie
die folgenden Ereignisse mich eines großen Teils meiner
Ergebnisse beraubt. Gerettet habe ich meine sämtlichen
Tagebücher und einen großen Teil meiner Aufsammlungen
von Aleppo, zwischen Afule und Tul Karm und aus dem
Ostjordanlande, die rechtzeitig in die Heimat abgesandt
waren, jedoch ist selbst von dem nach Berlin gelangten
Probenmaterial noch mancherlei abhanden gekommen. Als
verloren muß mein Material aus dem Libanon, der Bekä,
aus Nordsyrien zwischen Aleppo und Hama und aus dem
Gebiete von Es Salt, kurz alles nach dem 1. April 1918
Gesammelte, gelten. Wenn ich es trotz dieses Mißgeschicks
unternehme, meine lückenhaften Beobachtungen zusammen¬
zustellen, so leitet mich dabei der Wunsch, auch meinerseits
ein Scherflein zur geologischen Kenntnis des Landes bei¬
zutragen, an dessen Erforschung Deutsche von jeher einen
hervorragenden Anteil gehabt haben.

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I. Zur Geologie von Aleppo.

(Abb. 1.)

Die Stadt Aleppo liegt bekanntlich, in dem abflußlosen
Gebiete zwischen Mittelmeer und Euphrat an dem Flüßchen
Kuwrek, das 24 km südsüdwestlich Aleppo im Sumpfe
Ei Match endigt. Die Seehöhe wird auf der KiEPERTSchen
Karte für die Flache etwa 1 km südsüdwestiich von der
Zitadelle von Aleppo zu 370 m angegeben. Ein Nivellement,
welches seinerzeit vom Ingenieur Herrn Glückstein
zwischen dem Quellbecken Am Helan, unweit Muslimije,
und der Zitadelle von Aleppo ausgeführt worden war, ergab
nach den mir freundlichst überlassenen Ergebnissen für
einige bemerkenswerte Punkte in und bei der Stadt folgende
Werte:

Das Nordende des Quellbeckens N. Teil Helan an¬
genommen zu . ~ 0

Höchster Punkt der Straße Aleppo — Muslimije,

etwa bei Km. 10 . -}- 47,9 m

Tiefster Punkt beim Grabe Abu Tawil, zwischen

Km. 1 und 2 derselben Straße . — 10,7 m

Militärhospital Ramadanije auf der Nordseite der

Stadt . + 3,35m

Behälter der Wasserleitung vom Am Teil, auf

der Südseite der Vorstadt Muslimije . — 15,5 m

Straßenecke Dette Publique, Wendung nach Bab

en Nassr . — 12,7 m

Ecke Bab en Nassr zur Seraije . — 12 m

Straßenecke auf der Nordseite der Zitadelle am

Graben, Wendung nach Westen . — 1,5 m

Portal der Zitadelle auf der Südseite . — 3,15 m

Oberfläche der Zitadelle beim Minaret . -f- 40,75 m

1. Die Kreide.

Ober die Kreide bei Aleppo scheint bisher noch keine
genügende Klarheit zu herrschen, denn Blanckenhorn
gedenkt ihrer in seiner Monographie („Die Entwicklung des
Kreidesystems in Mittel- und Nordsyrien“, 1890) überhaupt
nicht und im Handbuche der Regional-Geologie, V. 4. 1914
verzeichnet er zwar auf Taf. IV eine längs des Kuwek von
Norden her bis Aleppo reichende Bucht von Oberer Kreide
— die aber in dieser Form nicht besteht, wie ein Blick
auf die Kartenskizze (Abb. 1) der vorliegenden Arbeit zeigt —
äußert sich sonst aber nicht näher über die Aleppokreide.
Frech endlich kennt auf seiner geologischen Karte von
Anatolien (diese Zeitschr., 68, 1916) bei Aleppo nur Marines
Miociin und scheint, nach einer gelegentlichen Bemerkung

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Af/ocäne Kalke
u Conglcmeratt

Bern. ■■ Weiß gelassen und die
fliehen Bei Alluviums u.
des Schuftkegels von Am Ted
/ Verwerfung

Maft*tsb i soooe.

Mit Gebäuden bedeckter
Stadtteil od. Araberdorf

inm

Muhamedan. Fhedhof.

Abb. 1 Geologische Skizze von Aleppo und seiner näheren
Umgebung.

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(a. a. O. S. 80) zu urteilen, die Kreide für Miocän gehalten
zu haben.

In der Tat bildet blendendweiße Schreibkreide den
Untergrund der Stadt Aleppo und wird, wahrscheinlich auf
allen Seiten, so von Miocänkalken eingerahmt, daß man
an eine Durchragung der Kreide durch das diskordant auf*
gelagerte Miocän denken muß. Bereits in prämiocäner Zeit
scheint hier eine Insel bzw. Untiefe von Kreide bestanden
zu haben, denn das Miocänmeer hat deutliche Spuren seiner
Abrasionstätigkeit rings um diese Insel hinterlassen. Das
alte Aleppo liegt im wesentlichen auf einem Schreibkreide¬
rücken, der sich vom Süden der Stadt über die Zitadelle bis
zur Nordostecke der Altstadt verfolgen läßt. Der Zitadellen¬
hügel, welcher durch einen Ringgraben aus dem Höhen¬
rücken herausgeschnitten ist, bezeichnet, wohl die höchste
Erhebung.

Aufschlüsse in der Schreibkreide sind in erheblicher
Zahl und Tiefe vorhanden; einer der tiefsten ist wohl der
Einschnitt der Straße, welche die nördliche Stadtmauer an
der Außenseite begleitet und zwischen den Toren Bab en
Nassr und Bab el Hadid bis zu etwa 15 m Tiefe horizontal
lagernde und nur von unbedeutenden Sprüngen durchsetzte
Schreibkreide zeigt. Kleine, unregelmäßig verteilte Markasit¬
knollen und -Stengel bedingen hier und da Rostflecke. Feuer¬
steine sind weder hier noch sonst irgendwo in der Aleppo¬
kreide zu beobachten. Auf der Südseite der Stadt sind in
der weichen Schreibkreide zahlreiche, bis 10 m tiefe und
zum Teil bereits eingestürzte Höhlen ausgeschachtet und
dienen gegenwärtig noch als Viehställe, ärmeren Leuten
auch als Wohnstätten und Seilern als Arbeitsplätze. Auch
hier herrscht die horizontale Lagerung vor, Klüftungen in
107° und 165° (magnetischer Meridian) sind besonders augen¬
fällig. Mächtige dunkelfarbige Ablagerungen von altem
Stadtschutt breiten sich über der Kreide aus.

Durch besonders starke Zerklüftung (in 20 bis 55° und
HO bis 160°) zeichnet sich die ebenfalls horizontal lagernde
Schreibkreide aus, welche in dem bis 9 m tiefen Straßen -
einschnitt an der Südwestseite der Eisenbahnwerkstätten gut
aufgeschlossen ist. Hier fand sich auch ein größerer, leider
unbestimmbarer, verdrückter Zweischaler. In ähnlicher
Weise stark mit zum Teil offenen Klüften durchsetzt ist
die Schreibkreide an der Fahrstraße, welche von der Straße
nach Alexandrette zu den Kasernen im Nordwesten der
Stadt abzweigt. Hier wurde in einem 40 m tiefen Schach t-

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brunnen, welcher im Herbst 1917 gerade fertiggestellt war,
unter dem Miocän in der Tiefe die Schreibkreide getroffen.
Auf der Halde dieses Brunnens konnte ich aus ihr sammeln:
Gryphaea vesicularis Brongn., eine beschädigte Unter¬
schale;

Lima Hoperi Mant., ein beschädigtes zweiklappiges
Schalenexemplar ;

sowie folgende Spongienreste, deren Bestimmung Herr Geh.
Bergrat Hauff auf meine Bitte übernommen hat:
Ptychocalyptra Koerti n. g. n. sp. ;

Ceriosymplegma chalybonense n. sp.;

Spongia hexactinellida g. ind. sp. ind.

Näheres über diese Spongienreste enthält der von Herrn
Hauff verfaßte erste Teil des Paläontologischen Anhangs
dieser Arbeit (S. 47 ff.).

Herr Hauff hatte ferner die Freundlichkeit, das Kreide¬
gestein einer mikroskopischen Prüfung zu unterziehen, und
berichtet darüber folgendermaßen :

„Das die Spongien umschließende Gestein von Aleppo
ist typische Schreibkreide. Es ist rein weiß, weich, zwischen
den Fingern leicht völlig zerreiblich und stark ab¬
färbend. Die mikroskopische Untersuchung bestätigt die
Bestimmung nach dem äußeren Befunde. Sie zeigt, daß
das Gestein aus allerfeinsten zusammengehäuften Kalk¬
partikelchen besteht, worin in größter Menge Foramini¬
feren, vornehmlich Textularien und Globigerinen sowie
auch zahlreiche Kokkolithen liegen. Daneben sieht man
einzelne Echinodermen- lind Bryozoenreste sowie Bruch¬
stückchen von Muschelschalen. Diagenetische Umwand¬
lungen haben begonnen. Die Schalen sind zum Teil in
Auflösung begriffen, die Poren der Foraminiferen vielfach
verklebt und undeutlich geworden, die allgemeinen Ge¬
häuseformen im großen und ganzen aber noch gut er¬
halten. Kieselige Beste und fremde Mineralkörnchen "wur¬
den nicht beobachtet. Sie werden nicht fehlen, sich aber
in dem Kalk verstecken und nicht ohne besondere iso¬
lierende Trennungsmethoden nachzuweisen sein, die nicht
angewandt wurden, wreil es sich zunächst nur um die
Feststellung handelte, daß echtes Kreidegestein vorliegt/*

Soweit der obige Fossilbefund ein Urteil gestattet,
dürfte die Schreibkreide von Aleppo zum Senon gehören.

Wegen ihrer leichten Bearbeitbarkeit dient die Schreib¬
kreide bei Aleppo vielfach als ein Baustein für Hinter- und

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Gartenmauern, wo es weniger auf Festigkeit ankommt. Ihr
leichter Zerfall zu Staub veranlaßt namentlich in der
Sommerzeit eine sehr lästige Staubbildung. Bei ihrer
Klüftigkeit gibt sie durchweg einen guten Wasserhorizont
ab, aus dem zahlreiche der Gartenbewässerung dienende
Brunnen schöpfen. Ihr Verwitterungsboden behält stets
die hellen Farben und zeigt nie auch nur Andeutungen
einer Roterde wie das Miocän oder der Basalt. Gelegent¬
lich findet sich auf ihr, wie z. B. in der nördlichen Vor¬
stadt Suleimanije oder an der Ostseite der großen Kaserne
im NO der Stadt eine bis 1 m starke Kruste von hartem,
lagenförmig gebauten Oberflächenkalk oder Nari. Feigen,
Reben, Oliven und Pistazien gedeihen auf der Kreide gut,
zum Teil selbst im nackten Gestein verlassener Stein¬
brüche.

2. Die prämioeänen Eruptiva.

Die mit Ackerland bedeckte Niederung zwischen der
im W. der Stadt aufsteigenden Miocänplatte, dem Damas-
kusbahnhof, den Stadtteilen Dschimelje und Mchaka und
endlich der Kuwekniederung ist mit basaltischen Eruptiven
erfüllt, denen ein prämioeänes Alter deshalb beigelegt wer¬
den muß, weil Gerolle von ihnen bereits in den Basis¬
schichten des Miocäns auftreten. Blanckenhobn hatte wohl
bei Aleppo die Auflagerung des Miocäns auf Basalt be¬
obachtet, sprach aber von mioeänen Basalten und stellte
sich vor, daß bei Katma, Killis und Aleppo das Hervor¬
brechen der Basalte und Tuffe die II. Mediterranstufo
eingeleitet habe (Das marine Miocän in Syrien. Denkschr.
K. Ak. d. Wiss. Wien. 57. 1890 S. 604—606). Demgegen¬
über muß betont werden, daß zwischen der Eruption des
Basaltes und seiner Überlagerung durch Miocän ein ganz
erheblicher Zeitraum verflossen sein muß, denn der Basalt
verwitterte in der Zwischenzeit tiefgründig und wurde vom
Meer der II. Mediterranstufe zum Teil abradiert und zu
Gerollen verarbeitet. FiiEcn’s Anschauung endlich, daß
die Eruptiva bei Aleppo dem Miocän teils eingelagert,
teils aufgelagert seien (a. a. 0. S. 78 bis 79) scheint mit
der bereits im vorigen Abschnitte berührten Verkennung
der Kreide Zusammenhängen.

Ein stark verwitterter Mandelsteinbasalt taucht zuerst
am südwestlichen Ende des Damaskusbahnhofes auf und ist
nach SW längs der Bahn in einigen, bis 2,5 m tiefen Ein¬
schnitten zu studieren. Er verwittert durchweg kugel-

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schalig, ist aber im Kern oft noch leidlich frisch, sonst
reich an Kalkspatmandeln und -trümmern. Ein Dünnschliff
des frischeren Gesteins! ergab nach freundlicher Unter¬
suchung meines Kollegen Finckh einen doleritischen Feld¬
spatbasalt mit reichlich Analcim, seltener Natrolith und
Delessit in den Hohlräumen, ein Zeichen, daß postvul¬
kanische Prozesse das Gestein betroffen haben, Finckh
hält es nicht für ausgeschlossen, daß die Zeolithe aus
einem ursprünglichen Nephelingehalt des Gesteins hervor¬
gegangen sind, und daß demnach ein Nephelinbasanit Vor¬
gelegen haben könnte. Die Klärung dieser Frage mag
späteren Untersuchungen überlassen bleiben.

Die Basalteruption bei Aleppo war kein einmaliger Vor¬
gang, sondern wurde durch Zeiten der Ruhe oder ge¬
änderter vulkanischer Tätigkeit unterbrochen, Anzeichen
dafür sind verwitterte alte Oberflächen innerhalb der Ba¬
saltmasse, zum Teil verbunden mit Steppenkalkabsätzen und
Tuffsteinlagerungen. Dicht nördlich der kleinen Moschee
Meschhed Hussen hat man von oben nach unten im
Liegenden des Miocäns folgendes Profil:

a) schwarzbrauner, verwitterter Mandelstein basal t;

b) 0,1 m kalkreicher, rötlicher Brockentuff bzw. durch Steppen¬
kalk verkittete Trümmer von rötlich verwittertem Basalt;

c) mindestens 0,15 m rötlich verwitterter Basalt;

und auf der Nordseite des Meschhed genannten Platten¬
vorsprungs, etwa 150 m N. der obigen Moschee beobachtete
ich im Herbst 1916 unter Führung des Herrn Realschul¬
lehrers Stumvoll aus Aleppo unter dem Miocän:

a) etwa 2 m graubraunen bis grünlichgrauen, tonig zersetzten,
talkig anzufühlenden Basalt;

b) etwa 1,5 m frischeren Mandelsteinbasalt;

c) etwa 1,5 m rötlichen, helldurchtrümerten Kalk, reich an
Tuffmaterial ;

d) zersetzten Basalt.

Aus beiden Profilen geht hervor, daß mindestens zwei
Basaltergüsse stattgefunden haben, die durch eine längere
Ruhepause getrennt sind. Während dieser Pause verwitterte
der ältere Strom, und es bildete sich auf ihm eine kalkige,
den Steppenkalken vergleichbare Decke, während Tuff¬
eruptionen in diese Zeit hineinspielten. Petrographische
Unterschiede zwischen den beiden Basaltergüssen waren
übrigens selbst in Dünnschliffen nicht wahrzunehmen.

Die durch Blanckenhokn1) bereits bekanntgewordenen
Tuffe werden in einem Seitenrisse der Kuwekniederung

*) Das marine Miocän in Syrien. 1890. S. 605.

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zwischen den Stadtteilen Dschimelije und Mchaka auf etwa
250— 300 m sichtbar. Es sind mindestens 1,3 m mächtige
bräunlichrote, wohlgeschichtete Glastuffe (belegt durch
Finckh’s Untersuchung an einem Dünnschliffe), die in
den gröberen Schichten deutlich kalkiger sind als in den
feinkörnigeren. Anzeichen für einen marinen Absatz sind
nicht zu entdecken. Ihre Unterlage ist unbekannt, im
Hangenden folgt kalkiger, verwitterter Basalt mit einer
alten roten Oberfläche und Steppenkalk und darüber wieder
Mandelsteinbasalt, also auch hier wieder Anzeichen für
mindestens zwei zeitlich getrennte Basaltergüsse.

Unterhalb der Miocänkante westlich Aleppo ist stark
zersetzter Basalt bis in das Tal hinein zu verfolgen, durch
welches die Straße nach Alexandrette zieht. Er scheint
hier an der dieses Tal in NNW-Richtung durchsetzenden
Störung gegen Kreide verworfen zu sein, aber eine exakte
Beobachtung des Lagerungsverhäitnisses zwischen Kreide
und Basalt liegt bisher von Aleppo nicht vor. Bis auf
weiteres möchte ich annehmen, daß es dasselbe ist, wie
das von Blanckenhokn aus dem unteren Afrin-Becken
(a. a. O. S. 604) beschriebene, wo die Basalte und Tuffe
den senonen Kreidemergeln aufiagern. Da ferner Blanckkn-
hokn (a. a. O. S. 606) angibt, daß hierher gehörende Ba¬
salte die Eocänschichten des Kurdengebirges durchbrochen
haben, so neige ich dazu, das Empordringen dieser Basalte,
insbesondere des von Aleppo wesentlich in das O l i g o c ä n
zu verlegen, welches bisher in fossilführenden Ablage¬
rungen aus Syrien und Palästina nicht bekannt geworden
ist und vielleicht eine Festlandsperiode mit vorwiegender
Verwitterung und Denudation bezeichnet.

3. Das M i o c ä n.

Kreide und Eruptiva werden bei Aleppo diskordant
vom Miocän überlagert, und zwar bildet das Miocän einen
wohl fast geschlossenen Höhenkranz um Aleppo und inner¬
halb dieses Kranzes noch mehr oder weniger ausgedehnte,
inselartige Denudationsreste. Seine Gesteinsentwicklung ist
bei genauerer Betrachtung eine sehr mannigfaltige, da
Konglomerate, Trümmer-, Sandkalke mit Austern-, Litho-
thamnien-, Korallen- und Marmorkaiken wechseln. Das
Miocän im Osten und Süden der Stadt ist mir leider nicht
näher bekannt geworden, sondern nur das im Nordosten,
Norden, Westen und Südwesten. Für die folgende Be-

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spreehung möchte ich das mir bekannte Miocän von Aleppo
etwa zerlegen in (Abb. 1):

a) die Inselplatte von Schech Bekr — Mahmudije,

b) die Platte im Nordosten,

c) die Platte im Nordwesten bis zur Alexandrette -Straße,

d) die Platte im Westen und Südwesten.

a) Die Inselplatte von Schech Bekr-Mahmudije.

Den am weitesten nach Aleppo hinein vorgeschobenen
Abschnitt des Miocäns, der durch die Denudation bereits
zu einer von der Hauptplatte getrennten Insel geworden
ist, stellt die Platte an der Nordostseite der Stadt dar,
auf welcher sich u. a. das weithin sichtbare Derwischkloster
Schech Bekr erhebt. Durch tiefe und zum Teil breite
Buchten hat diese Platte einen bastionsartigen, fünf lappigen
Umriß. Auf dem südlichen Vorsprung erhebt sich die
Kavalleriekaserne, dann folgt nach Westen zu ein nur mit
Gräbern bedeckter Vorsprung, weiter nördlich der das
Derwischkloster mit seinem Chan oder Rasthof tragende
Absatz, um dessen Fuß sich die Straße nach Muslimije
herumzieht. Nach Norden schiebt sich eine längliche Platt¬
form vor, auf der sich 1917 u. a. eine Militär musikschuie
befand, und nach Osten folgt eine breitere Platte, an
welche sich das Dorf Mahmudije anlehnt. Die gesamte
Platte ist, wie mit dem RicnTHOFENSchen Horizontalglase
deutlich zu erkennen war, nach Norden geneigt und mag
sich nach meinen Barometermessungen etwa 25 — 40 m über
den benachbarten Stadtteil Azizijc erheben. Zahlreiche
kleine Brüche und Gruben an der Kante der Platte ge¬
währen hinlängliche Aufschlüsse.

Auf der Nordseite der nordwestlich von der Kavallerie-
kaserne belegenen Buchti-Moschee wird die Schreibkreide in
der Kante von einem 3 m mächtigen Austernkalk überlagert,
in dem sich Ostrea lamellosa Br. und Alec.tr yonia plicatula
Gm. in zweiklappigen Exemplaren reichlich finden. Dieselbe
Bank ist noch auf der Südseite des Derw-ischklosters und
an dessen Chan nachweisbar, wo sie infolge einer ört¬
lichen Störung leicht nach ONO einfällt. Unterhalb der
Westseite der Ivavalleriekaserne stellen sich in der Austern¬
bank einzelne Korallen zugleich mit Trümmern eines röt¬
lichen Kalkes ein, und an der Südwestecke der Kaserne
ist ein echter, zum Teil löcheriger, kristalliner, 3 m mäch¬
tiger Korallenkalk entstanden, der Neigung zur Roterde¬
bildung bekundet und der Schreibkreide unmittelbar auf¬
ruht. In der Kante auf der Ostseite der Kaserne vollzieht

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sich der Übergang von dem kristallinen Korallenkalk zu
einem eigenartigen Geröll- oder Trümmerkalk, der als
Transgressionsbildung des Miocäns angesehen werden muß.
In kleinen Brüchen der Kante nordnordöstlich der Kaserne
sieht man folgendes Profil:

0,5 m eluviale Kalkkruste;

1 m mürben, rötlichen Lithothamnien-Triimmerkalk, reich
an bis 0,5 m Durchmesser haltenden Gerollen. Unter
den Gerollen sind vertreten : Harte, z. T. von Bohr¬
schwämmen durchlöcherte Kalke, rötliche tonige
Kalke, Schreibkreide und zersetzter Basalt; Neigung
zur Roterdebildung.

Liegendes: Schreibkreide.

Der zersetzte Basalt gleicht ganz dem, welchen wir
oben an der Nordseite des Meschhed kennengelemt haben.
In einem Dünnschliffe läßt er nur noch eine trüb grau¬
braune, von dem Maschenwerk eines serpentinähnlichen,
schwach doppelbrechenden Minerals durchzogene Grund¬
masse erkennen, in weicher nur die Titaneisenlamellen
noch in ihrer ursprünglichen Frische und Anordnung fest¬
zustellen sind. Das serpentinähnliche Mineral möchte
Finckh als Pseudophit ansprechen. Der Olivin ist nach
ihm in ein parallelfasriges oder -blättriges Mineral umge-
wandelt, das an Iddingsit erinnert, nur fehlt der für diesen
bezeichnende Pleochroismus, dafür ist es erfüllt von reich¬
lichen Eisenhydroxyd-Ausscheidungen. Nach der Art der
Doppelbrechung dieser fasrigen oder blättrigen Neubildun¬
gen möchte man an Talk denken.

Dieselbe Transgressionsfazics des Miocäns ist noch in
der nordöstlich von hier gelegenen Kante des Mahmudija-
Vorsprungs vertreten. Auf dem Halse dieses Vorsprungs
stellt sich dagegen wieder die Austernbank fazies ein und
herrscht nördlich von hier entschieden vor, insbesondere
erreicht sie auf der Platte mit der Militärmusikschule eine
Mächtigkeit bis zu 2 m. Steinbrüche in der nördlichen
Kante der Platte von Mahmudije zeigen von unten nach
oben folgendes Profil:

1,3 m aus Lithothamnientrümmern und rötlich-tonigem Kalk¬
grus zusammengesetztes Gestein;

1—1,5 m Austernbank u. a. mit Alectryonia plicat ula Gm., zu
rotbraunem Lehm verwitternd.

Beim weiteren Verfolg der Miocänkante nach Südosten
zu sieht man zwischen die Austernkalke sieh Lithothamnien-
kalke einschieben, wie folgendes, etwa 50 m ostsüdöstlich

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einer als Stall dienenden Höhle auf genommenes Profil zeigt:
unter Oberflächenkalk

0,5 m austernreicher, rotpunktierter Trümmerkalk.

1 m kristalliner Kalk,

1 m Austernkalk,

0,5 m Lithothamnienkalk.

In einer Reihe kleiner Steinbrüche, die sich dicht nordwest¬
lich von Mahmudije in Ost- Westrichtung hinzieht, herrschen
bereits teils feste, teils mürbe und löcherige Lithothamnien-
kalke vor und erreichen bis 3,5 m Mächtigkeit. Diese Kalke
fallen flach nach N ein und lieferten Aequipecten aff. Nor -
thamptoni Mich.; sie verwittern zu Roterde, die oft in geo¬
logischen Orgeln in sie eingreift. Noch näher an Mah¬
mudije stellt sich in der Kante ein Trümmerkalk mit Ge¬
rollen eines kreidigen zum Teil rötlichen Kalkes ein, aber
auch eines marmorähnlichen, an Lithothamnienkalke er¬
innernden Kalkes, für dessen Alter vorläufig noch jeder An¬
halt fehlt.

b) Die Miocänplatte im Nordosten.

Von diesem Abschnitt kenne ich nur den westlichen
Rand näher. Auf der linken Seite des Weges von der
nördlichen Vorstadt Muslimije nach dem Aln Teil stößt
man in etwa 0,9 km Abstand von der Muslimije-Straße
auf eine niedrige, sich über der dortigen Schreibkreide
inselartig erhebende Platte von nur 20— 30 m Durchmesser.
Die Platte besteht aus festem, marmorähniichen Miocän-
kaik und stellt einen Zeugen der weiter nördlich folgenden,
zusammenhängenden Miocändecke dar. Etwa 175 m weiter
nach N liegt eine zweite, etwas größere (100x50 m) Zeugen¬
platte, auf der sich 1917 die Ruine eines Steinhauses
erhfob. Ein kleiner Aufschluß auf der Nordseite zeigt
über der mürben Schreibkreide 1 m dichten, von Mangan-
dendriten durchzogenen Kalk ; 50 m südlich von da betrug
die Mächtigkeit desselben, hier aber Austern führenden
Kalkes einschließlich der eluvialen Kalkkruste nur 0,5 m.
Etwa 250 m weiter nördlich beginnt an der Aln Teil-
Straße die geschlossene Miocänplatte, auf der nahe dem
Südrande ein Lehrerseminar, Der Mualdemin genannt, er¬
richtet ist. Ende 1917 beobachtete ich dort in einer
Brunnenausschachtung von oben an:

3 m harten Lithothamnienkalk mit Einschlüssen von
Schreibkreide ;

><>,3 m Schreibkreide.

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Weiter nördlich schlug ich aus einem festen, mit
Mangandendriten stark durchsetzten Trümmerkalk einen
Selachierzahn und Peeten sp. heraus, und etwa 625 m
Nf. Der Mualdemin ist bereits eine Austernbank deutlich
entwickelt. Am AXn Teil, wo aus dem klüftigen Kreidekalk
zwei der Versorgung von Aleppo dienende Quellen ent¬
springen, wird im Hangenden der Kreide 2,8 m knolliger,
rötlicher, von Mangandendriten durch?e ztcr, fester Trümmer-
kalk sichtbar, der etwa 40 m südlich der nördlichen Quelle
Austern führt. Auf dem Miocänkalk erhebt sich der etwa
20 m hohe, aus dem Schutte zahlreicher Siedlungen sich
aufbauende Am Teil2). Obsidian- und Feuersteinartefakte
— Oberarzt Dr. Schiff fand dort u. a. eine zierliche Pfeil¬
spitze aus Obsidian — beweisen das bis in die jüngere Stein¬
zeit hineinreichende Alter dieser Siedlungen. Solche Teils
liegen in Syrien und Palästina ganz gewöhnlich an perennie¬
renden Quellen, an die sich in dem wasserarmen Lande
notgedrungen seit ältester Zeit die menschlichen Siedlungen
immer wieder anschlossen.

2. Die Miocänplatte im Nordwesten bis zur
Alexandrette-Straße.

Das Miocän im Nordosten der Stadt findet, nur von
der Kuwek-Niederung unterbrochen, seine Fortsetzung auf
der Westseite, ohne daß die liegende Schreibkreide hier
etwa in einem Saume zutage träte, wie man nach der
BLANCKENHOEN’schcn Kartendarstellung3) vermuten könnte.
Im Gegenteil ist der Miocänkranz hier bis auf das Kttwek-
Alluvium völlig geschlossen. Der Rand dieses nordwest¬
lichen Abschnittes der Miocänplatte ist dagegen mit zwei
tiefen Buchten versehen, in denen die Schreibkreide
zutage tritt. Der Friedhof, auf weichem die während des
Krieges in Aleppo verstorbenen deutschen und öster¬
reichischen Soldaten, darunter auch der Geh. Bergrat Prof.
Dr. Frech aus Breslau, ihre letzte Ruhestätte gefunden
haben, liegt inmitten dieser Buchten am Fuße des Miocän-
hanges. Bekannt geworden sind mir in erster Linie die
Randgebiete dieses Abschnitts.

2) In der Bemerkung bei der Zeichenerklärung zu Fig. 1 ist
statt „Schuttkegels von Ain Teil“ zu lesen: Schutthügels von
Ain Teil.

3) Handb. d. Regionalen Geol., V. 4. 1914, Taf. IV.

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Nordöstlich von den Eisenbalmwerkstätten lagert in der
Nähe der Balinlinie auf der Schreibkreide ein dünngebankter
Sandkalk und dann fast horizontal ein nur 1 bis 2 m
mächtiger, fester, doch etwas poröser Lithothamnientrümmer-
kalk, der dort in der Kante anscheinend einmal gebrochen
wurde, und in dem ich einen nicht näher bestimmbare«
Pecten feststellen konnte. Oberflächlich ist dieser Miocän-
kalk stellenweise von einer Kalkkruste bedeckt.

Dem geschlossenen Miocänrande sind wieder an zwei
Stellen inselartige Denudationsreste als Zeugen vorgelagert
Der westliche dieser Zeugen liegt dicht nördlich des Bagdad¬
bahnhofes auf der Ostseite des Kreidebruchs und stellt sich
als eine mit Ackerland und einer Zisterne bedeckte, etwa
2 bis 3 m hohe Platte eines hornsteinführenden Lithotham-
nienkalkes, der auch Austern enthält, dar. Der östliche
Zeuge zeigt einen z. T. dichten, mit Mangandendriten durch¬
setzten Kalk, z. T. echten Lithothamnienkalk.

Einen besonders guten Aufschluß in dem Miocän der
geschlossenen Platte gewährt der Fahrweg von der Alexan-
drette-Straße zu den 1917 neuen Kasernen. Über der Schreib¬
kreide folgen hier:

a) 1,6 m sandige, z. T. dünngebankte Kalke und Mergel ;

b) mindestens 3 m fester, an Mangandendriten reicher und
fossilführender Lithothamnien-Trümmerkalk, der nach oben
löcherig-porös wird und Kalkspatdrusen führt, in ihm geolo¬
gische Orgeln mit Hoterdefüllung;

c) 2 m mächtiger, fester Lithothamnienkalk;

d) 1 m Austernkalkbank;

e) mindestens 4 m mächtiger, dichter Lithothamnienkalk, der
die Plattform zusammensetzt. Geologische Orgeln mit Rot¬
erde auch in dieser Bank. Die Plattform mag sich nach
meiner Schätzung 40 m über das Gelände am Bagdadbahnhof
erheben.

d) Die Miocänplatte im Westen und Südwesten.

Durch das von der Alexandrette-Straße benutzte Tal
muß sich etw'a in NNW — SSO-Richtung eine Störungslinie
ziehen, denn die Miocänplatte auf der Südw^estseite ist gegen¬
über derjenigen auf der Nordostseite erheblich abgesunken.
Die Störung ist also postmiocän. Andererseits spricht der
plötzlich mit diesem Tale sich vollziehende Wechsel im
Liegenden des Miocäns, nämlich vom Basalt zur Kreide,
für eine, prämiocäne, wahr schein lieh postkretazische Störung.
Wir haben es also dem Anscheine nach mit dem posthumen
Auf leben einer älteren Störung zu tun, ein Vorgang, der in
der Jetztzeit noch nicht abgeschlossen zu sein scheint, wie

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die schweren Erdbeben vermuten lassen, von denen Aleppo
nach Dieneb (Libanon, 1886, S. 260 ff.) vielfach heimge¬
sucht ist.

In der Miocankante auf der Südseite des Tale3 stecken
hauptsächlich Lithothamnienkalke, die einen braunroten,
steinigen, vielfach von kahlen Felsplatten unterbrochenen
Ackerboden abgeben und in einer langen Reihe von Brüchen
ausgebeutet werden, da sie in Aleppo namentlich als Fliesen¬
steine wegen ihrer Dichte und schönen Zeichnung sehr
beliebt sind. Die Miocankante verläuft anfangs fast nord¬
südlich, biegt dann nach SW um und bleibt etwa 1km
in dieser Richtung. Das Profil beginnt hier über dem
völlig zersetzten Basalt mit:

a) einen 0,3 m mächtigen Transgressionskonglomerat in Gestalt
eines kreidigen Kalkes mit Gerollen von rötlichem Kalk und
besonders von zersetztem Basalt; es folgt

b) ein mürber, knolliger, gelblicher bis pfirsichblätfarbcner
Kalk;

c) ein nach Aussage der Arbeiter bis 6 m mächtiger, fester
Lithothamnienkalk. Manche Lagen sind wegen der grauen,
braunen oder pfirsichblütfarbenen Hornsteinausscheidungen
zur Gewinnung unbrauchbar. In solchem Hornstein fanden
sich gelegentlich Steinkerne und Abdrücke von Korallen,
unter denen mein Kollege Weissbrmel Heliastraea conoidea
Rss. und Heliastraea cf. Reussana M. E. & H. bestimmte.

In diesem Abschnitt ist der Miocankante eine etwa 250 m
lange, 50 m breite und nur etwa 2 m sich erhebende, mit
Feigen bestandene Zeugenplatte vorgelagert, die aus etwas
porösem Lithothamnienkalk besteht. Außer gelegentlichen
bis kopfgroßen, lagenförmig gebauten Kalkspatdrusen sind
Reste von Pecten , Cardium und Echiniden zu beobachten.
Die Oberfläche des zersetzten Basalts, dem dieser Zeuge
auf ruht, steigt nach W zu deutlich an.

Im weiteren Verlaufe nähert sich die Miocänplatte wieder
der Damaskusbahn und berührt diese an dem „Meschhed“
genannten Vorsprung. Auf der Nordseite hat man hier
über dem zersetzten Basalt folgendes Profil:

a) 0,7 m kalkiges Transgressionskonglomerat, reich an Gerollen
von zersetztem Basalt und rötlichem Kalk, u. a. mit Ostrea
lamellosa Br.;

b) über 2 m mächtiger, teils mürber, teils festerer, fossil¬
reicher Kalk mit Pecten Ziziniae Blanck., Ostrea lamellosa
Bb., Tellina sp.\

c) fester, marmorähnlicher Kalk.

Feste Lithothamnienkalke mit Knollen und Lagen von
Hornstein bilden die Kante von Meschhed nach Süden zu
und sind dort in einer Reihe von Brüchen ausgel>eutet

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worden. Dicht oberhalb der Hassan Hussen-Moschee fand
ich mürbe, kreideartige, fossilreiche Kalke, die bei der An¬
lage von Zisternen für eine unweit belegene Gruppe von
Steinhäusern herausgebrochen waren. Namentlich zeichneten
sich unter den Fossilien die Seeigel durch Häufigkeit und
gute Erhaltung aus. Es ließen sich feststellen:

Clypeaster Intermedins Desm. besonders häufig.

& enteil a subrotunda Lam.

Amphiope biocalata Ag.

Ostrea lamellosa Bk.

Pectrn caralitanus Menegh.

Aequipecten spinosovatus Sacco.

Lima hians Gm.

Ringicardium cf. burdigalinum Lam.

Panopaea Menardi Desh.

Cytherea sp.

Lucina sp.

Tnrritella sp.

Von der Hassan Hussen-Moschee nach SO sinkt der
prämioeäne basaltische Untergrund unter, so daß sich das
Miocän bis an das Kuwek-Alluvium herabzieht.

Schließlich mag noch der kristalline, an Mangandendriten
reiche Kalk erwähnt werden, welcher an der Kuwek-Niede-
rung zwischen den Stadtteilen Dschimelije und Mchaka im
Hangenden der Glastuffe und des Basalts auf etwa 200 m
nachweisbar ist. Die weitere Verbreitung des Austern und
Clypeaster führenden und unter etwa 15° nach Osten ein¬
fallenden Miocänkalks ist wegen der Schuttbedeckung nicht
genau festzulegen, indessen wird man wohl kaum mit der
Annahme fehlgehen, daß hier ein Zeugenrest der ehemaligen
Miocändecke vorliegt.

Die Miocänschichten von Aleppj wurden bereits von
Blanckenhorn (Hdbch. d. Regional. Geol. V. 4. 1914, S. 50)
zur T o r t a n a stufe gestellt. Auf Grund des von mir ge¬
sammelten und oben mitgeteilten Materials kann ich ihm
hierin nur beipflichten, denn Formen wie Ostrea lamellosa
Br., Aleclryonia plicatula Gm., Aequipecten spinosovatus
Sacco beginnen nach Sacco (Molluschi dei terreni terziarii
dei Piemonte e della Liguria 1897, parte XXIII, S. 8, 20,
p. XXIV, S. 22) in der Tortonastufe, dauern im Pliocän an
und reichen, wenigstens die Austern, nach Weinkauff (Con-
chylien des Mittelmeeres, 1867, I, S. 274, 276) noch in die

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Jetztzeit. * Dieses Ergebnis möchte ich gegenüber H. Daus
betonen, der bei der Bearbeitung des FRECHschen Materials
aus dem Miocänbecken von Aleppo zu einer abweichenden
Ansicht gelangt ist (N. Jahrb. f. Min. Beilagebd. 38, S. 443).

II. Geologische Beobachtungen zwischen Aleppo und
Hama (Mioc&n, prfimiocäner Basalt, Kreide, Eocän,
diluviale Terrassenschotter des Orontes).

(Abb. 2.)

In der Zeit vom 21. bis 31. Mai 1918 hatte ich Gelegen¬
heit, die Straße von Aleppo über Chan Tumän, Maarat en
Numän, Chan Schechün nach Hama zu bereisen, eine Streckt»,
die in neuerer Zeit wohl schwerlich von einem Geologen
besucht ist. Leider sind sämtliche, von mir gesammelten
Gesteins- und Fossilproben verloren gegangen, so daß ich
nur auf meine Tagebuchangaben zurückgreifen kann.

Etwa 6,5 km vom Damaskusbahnhofe von Aleppo ent¬
fernt erhebt sich an der Straße nach Chan Tumän über
einer perennierenden Quelle der Teil Ramusse, ein aus
Siedlungsschutt bestehender Hügel, der wieder ein Beweis
dafür ist, wie seit alter Zeit die menschlichen Siedlungen
sich an die. Quellen hielten. Auf der anderen Seite der
Straße werden künstlich erweiterte Höhlen im Miocän-
k a 1 k sichtbar. Die Quelle bewässert Gartenland in dem
flachen Tälehen.

Ungefähr 2 kra weiter taucht vor dem Dorfe Naaradi
auf etwa 600 bis 700 m ein dem von Aleppo ganz ähnlicher,
stark zersetzter Basalt auf und wird links der Straße
von korallenführendem Miocänkalk überlagert. Ich ver¬
mute, daß die Beziehungen des Basalts zum Miocän die¬
selben sind wie bei Aleppo. Da nun dieses Basaltvorkommen
ungefähr in die nordwestliche Fortsetzung des ausgedehnten,
SO— NW streichenden Basaltrückens Djebel el Hass fällt,
so liegt es nahe, auch für diesen Rücken ein prämioeänes
Alter wie beim Aleppobasalt anzunehmen.

Das Dorf Tumän steht auf zuckerkörnigem Kalk und
Lithothamnienkalk des Miocäns am Abhange zum Kuwek,
in dessen schlammigem Wasser sich zahlreiche Schildkröten
tummeln. Die Miocänplatte reicht östlich des Dorfes bis
hart an den Kuwek heran; Wadis, welche von der Platte
kommen, haben ins schmale Kuwek- Alluvium hinein flache
Schotterkegel vorgeschoben.

Zeftftcbr. d D. Geol. Ges. 1924. 2

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Die M i ö c ä n kalkplatt© setzt noch über Surba, Ksebije,
Schech Achmed, Seralkin bis Maardibse weiter, trägt viel¬
fach eine Decke von braunrotem Lehm und ist, wo dieser
mächtiger wird, mit Weizen und Gerste angebaut, während

Abb. 2. Kartenskizze der Straße Aleppo — Hama.

sie auf weite Strecken, wo der kahle Fels oder der Ober¬
flächenkalk (Nari) zutage tritt, mit baumloser Gras- und
Distel stepp© bedeckt ist.

Im Dorfe Schech Achmed fand ich aus Zisternen Kalk
mit Turritella sp. und Barbatia sp., höchstwahrscheinlich

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M i o c ä n f ossilien, ausgeworfen. Dicht vor SeraJkin be¬
obachtete ich in dem mürben Kalk, der aus einer Zisterne
stammte, Ostrea lamellosa Bb. und Alectryonia plicatala
Gm., ferner Pleurotoma sp ., Patella sp., Lithodomas sp .
und Korallenreste, also zweifellos M i o c ä n. Ein mit Granat¬
äpfeln und Feigen bepflanzter Steinbruch etwa 1,5 km nörd¬
lich Maardibse zeigte unter 2 m starkem, tuffartigen und
mit rötlichem Lehm durchsetzten Oberflächenkalk festen
marmorartigen Kalk mit Seeigelresten und Steinkernan,
wahrscheinlich des M i o c ä n s.

Bereits etwa 1km vor Chan es Sibil bis mindestens
zu diesem Dorfe wird öfter ein harter zuckerkörniger Kalk
in Klippen z. T. unter Oberflächenkalk sichtbar, möglicher¬
weise schon Nummulitenkalk. Wenn ich auch die be¬
zeichnenden Fossilien nicht gefunden habe, so schließt das
noch keineswegs diese Altersauffassung aus, denn nach
meinen Beobachtungen in Anatolien und Syrien fehlen Num-
muliten in dem entsprechenden Horizonte stellenweise völlig,
während sie dicht dabei in Massen erscheinen.

Zur Kreide gehören wahrscheinlich bereits flach nach
N einfallende, WNW — OSO streichende Bänke von kiese-
ligem, muschelig brechendem Kalk, welche etwa 2 km von
Chan es Sibil am Wege nach Maarat en Numän anstehen.
Ähnliche, aber dünnplattige Kalke, die NNO — SSW streichen
und flach östlich einfallen, z. T. kreidiger mit dunkelbraunen
Kiesellagen wechselnder Kalk stehen in etwa 2 m Mächtig¬
keit an einer verfallenen Zisterne etwa 2 km über das
rechts vom Wege aus sichtbare Dorf Dana hinaus an und
machen durchaus den Eindruck von Kreide. Auch weiter¬
hin nach Maarat en Numän zu werden nur meist fast
horizontale, teils kreidige, teils kieselige, Kalke sichtbar,
die z. T. völlig mit der Kreide von Aleppo übereinstimmen.
Die Ähnlichkeit der Kreide in der Umgebung des genannten
Städtchens, wo sie z. B. in einem Bruche auf der NO-Seite
etwa lim mächtig erschlossen ist, mit derjenigen von Aleppo
erstreckt sich sogar auf Einzelheiten; wie diese ist sie zer¬
klüftet, wird mit Vorliebe von künstlichen Höhlen durch¬
setzt und bietet einen ergiebigen Grundwasserhorizont dar,
aus welchem zahlreiche knarrende, von Zugtieren getriebene
Schöpfwerke das Wasser für die Berieselung der Gärten
entnehmen. Von hier ab setzt die Kreide eine, durch
Erosionsrinnen flach zerschnittene, sonst ebene Landschaft
zusammen, die Pflanzungen von Oliven, Feigen, Reben und
Weizenfelder auf ihrem hellfarbigen, lehmigen Boden ge¬
deihen läßt. 2*

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An der Stfaße nach Chan Schechün trifft man in einer
Entfernung von etwa 6,5 km von Maarat en Numän an der
linken Seite auf einen flachen, in einer Senke belegenen
Brunnen, etwa 0,8 km nördlich der in Ruinen liegen¬
den Karawanserei Marhadat. In der Umgebung dieses
Brunnens und in diesem steht Alveolinenkalk des
Eocäns an, ein Vorkommen, das noch unbekannt zu sein
scheint, dem aber, nach S wenigstens, größere Ausdehnung
offenbar nicht zukommt, da ich bereits 250 m jenseits
der Ruine Chan Marhadat an einer Zisterne plattigea
Kreidekalk beobachtete. Diese Kreide hält noch über
das Dorf Hisch hinaus bis zum Abstiege in die Ebene Jaffrat
il Arr an, wo auf klüftigem Kreidekalk die Ruinen des Dorfes
Sachien liegen. Die 4 bis 5 km breite, jetzt unbebaute
und menschenleere Ebene muß in der Vorzeit besiedelt
gewesen sein, denn auf ihren Randhöhen erhebt sich links
der Teil il Arr, rechts der Teil il Möku, und ihr braun¬
roter tiefgründiger Lehmboden spricht für Fruchtbarkeit.
Chan Schechün liegt an einem, etwa 20 m sich erhebenden,
kegelstumpfartigen Teil, der beackert ist und einen Dresch¬
platz trägt. Zerklüfteter Kreide kalk wird vielfach im Ort
Sichtbar und führt wieder reichlich Grundwasser. Als Merk¬
würdigkeit sei erwähnt, daß hier mehrere antike Sarkophage
aus gebranntem Ton zu Tränktrögen verwendet wurden; die
schön erhaltenen, wenn auch schmucklosen Stücke sollten
aus Gräbern am Hange südsüdwestlich vom Teil stammen.

Die z. T. etwas kieseligen Kreidekalke halten
zwischen Chan Schechün und Taijibe noch an, wie gelegent¬
liche kleine Aufschlüsse beweisen. Etwa 1,5 km hinter dem
durch seine Lage an zwei Teils ausgezeichneten Dorfe Murek
fanden sich im Kreidekalk zahlreiche Teleostierreste und ©in
Selachierzahn; 2,5 km weiter beobachtete ich in einem
weichen Kreidekalk außer Feuersteinbänken Abdrücke und
Steinkerne von Zweischalern. Etwa 2,75 km vor Taijibe
stehen in Steinbrüchen mit alten Höhlenwohnungen (der
Platz wurde mir als Siftije bezeichnet) meist mürbe*, selten
härtere, zerklüftete Kalke mit zahlreichen Fischresten und
linsenförmigen Feuersteinlagen an, fallen flach NNW ein,
streichen also WSW— ONO. Dieselben an Fischresten,
namentlich Schuppen reichen Kalke sind noch bei Taijibe
in unterirdischen Ställen und Zisternenlöchem mit flachem
SW-Einfallcn und starker Klüftung zu sehen. In das gleiche,
horizontal gelagerte Kreidegestein ist bei Kumchane und
Hama auch der kräftig strömende Asi (Orontes) einge-

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schnitten, der Schöpfräder von etwa 10 na Durchmesser
treibt und durch diese Wasser in einen hochgelegenen
Bewässerungskanal hebt. Der Kreide ruhen bei Hama am
Asi z. T. zu Nagelfluh verkittete Hochterrassen¬
schotter auf, in denen Feuersteine, Kreidekalke und
Basalte vorwiegen, und die wohl als diluvial angesehen
werden können.

III. Dilnvialschichten und junge Verwerfungen in der
Beka und am Rande des Antilibanos bei Rajak.

Vom 14. bis 20. April 1918 konnte ich gelegentlich der
Untersuchung von Rajaks Umgebung einige Beobachtungen
über Dilnvialschichten und junge Störungen in der Bekä
machen, die ich im folgenden mitteilen will. Die von mir
gesammelten Gesteinsproben sind leider nicht mehr vor¬
handen. Die Örtlichkeit geht aus der Abb. 3 auf S. 23
hervor.

Brunnengrabungen und -bohrungen in Rajak ergaben
bis mindestens 36 m Schotterlehm und Nagelfluh. Unter
den Gerollen überwiegen harte dichte Kalke (Eocän?
Turon?), daneben kommen Basalte und z. T. bohnerzartige
Eisensandsteine vor, die sämtlich dem Sammelgebiet der
aus dem Antilibanos kommenden Wadis Jafufe und Sahaur
entstammen müssen. Diese beiden Wadisi haben, wie noch
gezeigt werden soll, offenbar zur Diluvialzeit. mächtige
Schuttkegel in den Graben der Bekä hinein vorgeschüttet.
Oberflächlich ist dieser Schotterlehm stets rotbraun ver¬
wittert im Gegensatz zu dem gelbbraunen, gegenwärtig noch
abgelagerten Wadilehm.

Eine gute Möglichkeit zum Studium dieser Schotter und
ihres Verbandes mit den Gebirgsrandschichten bieten die
Aufschlüsse an der Bahn Rajak — Damaskus im Wadi
Jafufe, Jenseits der Mündung des Wadi Sahaur schneidet
die Bahn mehrfach Rücken an, welche aus Schotterlehmen,
Schottern mit gelegentlichen Sandbänken und fester Nagel-
fluh in einer Mächtigkeit von stellenweise 25 m bestehen.
Etwa 40 Marschminuten auf der Bahnstrecke, gerechnet
von der Brücke über das Wadi Sahaur, liegen am Wadi
Jafufe an einer Wassermühle und einer Steinbrücke Auf¬
schlüsse in einem marmorähnlichen, gelblichweißen, rosa¬
gefleckten Nummulitenkalk, dessen klüftige und löcherige
Bänke nach NW einfallen und außer stellenweise in Massen
angehäuften, mittelgroßen Nummuliten Seeigelreste erkennen

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lassen. Dieser Kalk, wird von teilweise fest verkitteten
Schottern überlagert, aber im Bahnniveau sieht man, daß
die Schotter außerdem scharf an einer in 68° (magnet.)
d. h. in ONO über das Wadi streichenden Verwerfung gegen
den Nummulitenkalk abgesetzt sind. . Die Schotterbanke
zeigen eine nach der Bekä zu geneigte Schichtung. Aus
diesen Tatsachen geht hervor, daß während der Bildung
der Schotter das Vorland an einer Bruchlinie absank und
nun der Schotterabsatz in verstärktem Maße in das ge¬
senkte Gebiet hipein vor sich ging. In der Nagelfluh waren
u. a. Gerolle von Eisensandstein und sandigem Brauneisen¬
stein häufig, die wahrscheinlich auf Unterkreideschichten
im Sammelgebiet des Wadi Jafufe, also im Antilibanos,
deuten, wenn auch die BLANCKENHORNsche Geologische Karte
solche dort nirgends verzeichnet.

Ähnlich ist der Lagerungsverband der Diluvialschotter
mit dem Nummulitenkalk im Wadi Sahaur, welches, von
links kommend, in das Wadi Jafufe mündet und, wie bereits
angedeutet, von der Bahn nach Damaskus überschritten
wird. Auch das Wadi Sahaur wird von höheren Stufen
von rotem Schotterlehm und z. T. verkitteten Schottern be¬
gleitet. Etwa 600 m oberhalb der Bahnbrücke lag am
16. April 1918 die Versickerungsstelle des bis dahin wasser¬
führenden Wadis. Die Schotfcerlehmterrasse selbst wird
durch oberhalb abzweigende Gräben bewässert und trägt
Ackerland; sie steigt zum Gebirge hin an und bildet einen
deutlichen Schuttkegel. Auf der Höhe eines Rückens an
der Nordscite des Wadi, etwa 2,5 km von der Balmbrücke
entfernt, taucht karrenbedeckter, marmorähnlielier Nummu¬
litenkalk mit flach nach NW gerichtetem Einfallen auf.
Er wird durch eine in 45° (magnet.), also etw'a NO, über das
Wadi Sahaur setzende und unter 70° nach 0 zu, demnach
gegen das Gebirge, einfaliende Spalte abgeschnitten, und es
stoßen Diluvialschotter mit Nagelfluhfelsen unmittelbar an
ihn an. Rein äußerlich betrachtet, hat demnach diese Spalte
den Charakter einer Überschiebung; aber es kann eine solche
nicht vorliegen, da Schleppungserscheinungen fehlen, viel¬
mehr dürfte das widersinnige Einfallen der Verwerfung wohl
auf nachträgliche Bewegung des Gebirges nach W, also
der Bekä zu, hin weisen.

Nach diesen Erfahrungen kann das gelegentliche Aus¬
treten starker Quellen am Gebirgsrande des Antilibanos nicht
überraschen, wie sie z. B. 2 km südsüdöstlich vom Dorfe
Terbol belegen sind. Die Quellen treten dort in einer nach

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Baurat Dr. Schuhmachers Angabe 47 in tiefer als Rajak
gelegenen Einsenkung zutage, sind durch einen Staudamm
zu einem etwa 600 m langen und 60 m breiten Teiche auf¬
gestaut und entspringen dem karrenbedeckten Nummuliten-
kalk, dessen Bänke nach der Bekäebene zu einfallen. In

Abb. 3. Skizze der Bekä bei Rajak und des angrenzenden
Teils vom Libanon.

dem klaren Wasser leben Neritinen, Hydrobien und eine
gerippte Art von Melanopsis. Die braunroten Schotteriehme
der Bekä reichen unmittelbar bis an den Nummulitenkalk
heran und grenzen jedenfalls in einer Verwerfung an. Die
Quellen sind demnach durch den Stau des im Numinuliten-
kalke zirkulierenden Grundwassers an den verhältnismäßig
schwer durchlässigen diluvialen Lehmen hervorgerufen.

IV. Tektonik und Wealden auf der Nordwestseite des
Kneysseh im Libanon.

Begleitet vom landeskundigen Ingenieur Herrn Wetzel
konnte ich vom 23. April bis 7. Mai 1918 das Gebiet auf
der Nordwestseite des Kneysseh im Libanon näher unter¬
suchen, und zwar zwischen Kornaii, Kefr Seluan und dem
Paßrücken Dachr el Harf zwischen Djebel Kneysseh und
Djebel Sannin (Abb. 3).

Der Schichtenbau dieses Gebietes ist folgender: Die
kahle, felsige Gipfelpartie des 2030 m erreichenden Djebel
Kneysseh besteht aus einem etwa 300 bis 350 m mächtigen,

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horizontalen bis schwach nach SW geneigten Komplex von
Kalken des Cenomans und Turons, in denen je nach
der Härte ihrer einzelnen Glieder weithin verfolgbare Steil¬
abstürze mit sanfteren Hängen wechseln und in der damaligen
Jahreszeit durch die auf den letzteren belegenen Schnee¬
halden noch mehr hervorgehoben wurden (Taf. III, Abb. 1).
Namentlich zwei mächtigere Kalkbänder am Liegenden
lassen sich als Leitschichten weithin an den Gehängen ver¬
folgen. Unterhalb dieser Gipfelpartie von Oberkreide folgt
eine sich durch sanfte, quellige Hänge auszeichnende, etwa
150 m mächtige Schichtenfolge, auf der sich in diesem Teile
des Libanons auch die höchsten Dörfer neben einzelnen
Kulturen finden, die aber in der Hauptsache Nadelwald oder
eine heideartige Vegetation mit Dickichten von Farnkraut
und Rhododendren trägt. Diese Schichtenfolge muß, wie
noch gezeigt werden soll, der Unterkreide zugerechnet
werden und umfaßt hauptsächlich sandige Gesteine, dann
aber auch einen Wechsel von tonigen, organogenen und
eruptiven Gesteinen. Hierunter folgt, meist mit einem
klippigen Absturz, doch tiefer vielfach mit sanfteren Hängen,
der Jurakalk. Er ist die eigentliche Ackerbauformation
und ermöglicht der rührigen Drusenbevölkerung auf Ter¬
rassen den Anbau von Getreide, Tabak, Maulbeerbäumen
und in tieferen Lagen auch von Wein. Doch schieben sich
dazwischen noch oft kahle, karrenbedeckte Felspartien ein,
die nur dem Kleinvieh Weide bieten.

Diese großen Bauelemente lagern nun fast horizontal,
wie das bereits Diener (Libanon, 1886, S. 71) in seinem
Profile 2 zum Ausdruck bringt, wenn auch nicht so ungestört,
wie er annimmt. Das Gebiet an der Wasserscheide Dachr
el Harf bezeichnet etwa die am höchsten herausgehobene
Scholle, in welcher die Schichtgrenze Oberkreide — Unter¬
kreide nach meinen barometrischen Messungen etwa in 1750 m
Seehöhe, die von der Unterkreide zum Jura etwa in 1600 m
belegen ist. Von diesem Horst fallen beiderseitsi die
Schichten in Staffelbrüchen ab, jedoch im Osten zur Bekä
viel schroffer als im Westen zum Meere. Von den letzteren
Bruchstaffeln wird im einzelnen noch zu reden sein.

Über die Jurakalke im Liegenden der Unterkreide sei
nur soviel gesagt, daß neben massigen, dickbankigen, grauen,
nach oben auch rot-gefleckten Kalken mit Hornsteinen auch
z. T. mergelige Oolithbänke mit Korallen-, Echinoiden-,
Oinoidenresten und Austern eine Rolle spielen. Auch Ein¬
lagerungen von rotem Schieferton konnten wir etwa 3,4

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bis 3,6 km östlich von Kefr Seiuan in der Oberpartie des
Jura feststellen. Leider ist das von uns gesammelte Fossil¬
material beim Rückzuge aus Palästina verloren gegangen.

In der Unterkreide hat man beim Aufstiege von Kornail
zu dem südöstlich davon gelegenen Bergrücken von den
Hornsteinkalken des Jura an folgendes Profil:

1. Eisenschüssige Sandsteine, nahe der Basis mit einer Ein¬
lagerung eines > 2 m mächtigen, basaltähnlichen Eruptiv¬
gesteins, über dem der Sandstein quarzitisch wird ;

2. feinsandige Tone, Brauneisenstein, Eisensandstein;

3. braunrote, graugefleckte Steinmergel;

4. meist mürbe, z. T. stark mit Brauneisen durchsetzte, kreuz-
geschichtete, mächtige Sandsteine; in rotbraunen, festeren
Lagen, die zu Mühlsteinen gebrochen werden, mit schlecht¬
erhaltenen Holzresten. Über einer Schiefertoneinlagerung
treten Quellen aus; heideartige Vegetation mit viel Farnkraut.

Diese Untorkreid© gehört einer Bruchstaffel an, welche
man die Staffel von Kornail benennen kann. Ihre öst¬
liche Begrenzung bildet ein SO— NW-Bruch, welchen man
im Wasserrisse Am Bostan unweit Kornail an der Straße
nach Kefr Seiuan wahmimmt, wo an die Jurakalke dep
Nordostflügels im Südwesten sandige Unterkreideschichten
anstoßen. Die Sprunghöhe kann auf etwa 150 m geschätzt
werden. Unterhalb der Straße nimmt die Verwerfung eine
fast nördliche Streichrichtung (genauer in 350° magn.) an.
Beim Abstiege von Kornail nach W zu der ehemaligen
Kohlengrube von Mourgue gelangt man plötzlich aus dem
Jurakalk in die mit Pinienwald bestandenen sandigen Unter¬
kreid eschichten. Die scharfe Grenze, welche wieder durch
einen Wasserriß angedeutet wird, ist die westliche Grenz¬
spalte der Staffel von Kornail; sie streicht etwa in 60
bis 70° magn. und ist bis in das Tal von Arsün zu ver¬
folgen. Die Unterkreideschichten der Grube Mourgue
gehören demnach bereits einer noch tiefer abgesunkenen
Bruchstaffel an; ihre Schichten, insbesondere das Kohlen¬
vorkommen, hat O. Fbaas eingehend beschrieben (Geolog.
Beobachtungen am Libanon, 1878, S. 48 ff.). Hinzufügen
möchte ich nur, daß der Eisensandsfcein an dem nordwest¬
lichen Entwässerimgsstollen flach nach NO einfällt, was
einen gewissen Schluß auf die Schichtenlagerung innerhalb
dieser Bruchstaffel zuläßt.

Die östlich vom Am Bostan beginnende Scholle von
Unter kreide gehört einer höheren Bruchstaffel an, die wir
als die von Kefr Seiuan bezeichnen können. Die Ansicht
(Taf. III, Abb. 1), welche nach einer von mir am 7. Mai

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auf genommenen Photographie angefertigt ist, stellt den Blick
von Kefr Seluan nach SW im Bereiche dieser Bruchstaffel
dar und ganz rechts im Hintergrund den Übergang zur
Staffel von Kornail, angedeutet durch Bruchlinien, von denen
zwei kleinere sich durch das Absinken der beiden Kalk¬
bänder an der Basis der zum Teil Schnee tragenden Gipfel¬
partie des Kneysseh verraten, während der Hauptbruch
von Am Bostan etwa in der Einsattelung des Kammes ganz
rechts zu suchen ist. Im Vorder- und Mittelgrund ist der
teils mit Ackerbauterrassen bedeckte, teils kahle Felsboden
des Jurakalkes sichtbar, darüber im Mittelgrund die sanften,
schüttigen Hänge der Unterkreide und höher die aus Ceno¬
man- und Turonkalken bestehende Gipfelpartie des Kneysseh.

Die Staffel von Kefr Seluan endigt an der Straße zum
Paßrücken Dachr el Harf etwa 4 km von der Kapelle
des genannten Dorfes an einer wieder durch einen Wasser¬
riß gekennzeichneten WSW— ONO- Verwerfung von etwa
50 m Sprunghöhe, und es beginnt jenseits der Horst des !

Dachr et Harf. Hier fand ich in dem Eisensandstein der i

Unterkreide auch Braun- und Roteisenstein und als Zeichen
ehemaliger Verhüttung Eisenschlacken. Hatte uns bis hierher
noch das auf dem Jurakalk sich ausbreitende Kulturland
begleitet, so hört das nunmehr auf, und es stellen sich bis
zur Paßhöhe die quelligen, zur Rutschung neigenden Hänge
der Unterkreide mit viel Rhododendrongebüsch und Farn¬
kraut ein.

Das Profil der Unterkreide am Dachr el Harf ist folgendes:

Über dem Jurakalk folgen

1. Eisenschüssige Saude und Sandsteine;

2. grünliches Tuffgestein ;

3. violettrote und graue Steinmergel und Schiefertone;

4. eisenschüssige Sande und Sandsteine;

5. dichtes dunkles, nach oben hin stark zersetztes, basaltisches
Eruptivgestein ;

6. Steinmergel ;

7. Sandsteine mit Eisenschalen, z. T. Tuffs an dst ein ;

8. blaugraue Tone mit einem Dysodilflöz ;

9. Eisensande und -Sandsteine.

Hangendes: groboolithische und dichte Kalke des Cenomans.

Die Gesamtmächtigkeit der Unterkreide beträgt nach
meinen Barometermessungen etwa 150 m; die Lagerung ist
so gut wie horizontal.

Die Eisensande bzw. Eisensandsteine sind zum Teil sicher
aus der Zersetzung von schwefe lkiesführenden Schichten
hervorgegangen.

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Über das Eruptivgestein kann ich wegen des Verlustes
meiner Proben nähere Mitteilung nicht machen und ver¬
weise auf die Darstellung bei O. Fbaas (a. a. O. S. 33 ff.).
Auch ich gewann den Eindruck, daß es sich um Ergüsse
aus der Unterkreidezeit handelt, was schon durch die ge¬
legentlich zu beobachtenden tuffigen Beimengungen der
sandigen Sedimente hinreichend bewiesen wird.

Die Dysodil Vorkommen liegen beiderseits der Wasser¬
scheide Dachr el Harf. Dasjenige auf der Westseite
liegt südlich des Paßweges, es hat zum Liegenden
teils blaugrauen Ton, teils grauen, festen Kalk, teils grauen,
eisenfleckigen, tonigen Sand, wrährend das Hangende gleich¬
mäßig von blaugrauem, zum Teil eisenschüssigem Ton
gebildet wrird; die Mächtigkeit sclmankt zwischen 2,3 und
6 m. Über dem hangenden Ton treten an zahlreichen Steilen
Quellen aus und sind an dem Streifen üppigen Rhododendron¬
gebüsches weithin an den Gehängen kenntlich. Der Dysodil
ist in seinen tiefsten, wahrscheinlich unverwitterten Partien
auf etwa 0,25 bis 0,5 m dicht, schwarz, auch wohl etwas
kalkig und pyritführend. Erst bei der Verwitterung wahr¬
scheinlich und nahe dem Ausgehenden wird er dünnschiefrig,
pappeartig und bleicht aus, wie das von anderer Stelle
im Libanon bereits O. Fbaas (a. a. O. S. 57) sehr anschau¬
lich beschrieben hat. In solchem Gestein werden auch
organische Reste, namentlich von Fischen, Famen und
Ostrakodenschäl chen sichtbar. Einlagerungen von w’enige
Zentimeter starkem, bituminösem, pyritführendem Kalk
spielen nur eine geringe Rolle.

Auf der Ostseite der Wasserscheide ließ sich der Dys¬
odil im Wasser risse Brok il Arab gleichfalls beobachten.
Seine Oberkante liegt hier etwa 30 m unter der Paßhöhe4)
der Straße, also in etwa 1700 m Meereshöhe, wie auf der
Westseite. Das Hangende ist eisenschüssiger, zum Teil
pyritimprägnierter, kohliger Sandstein mit einem Besteg von
kalkig-bituminösem Schiefer. Der hier durch zahlreiche, bis
zu 0,5 m mächtige Einlagerungen von bituminösen Kalk¬
bänken ausgezeichnete, schiefrige Dysodil erreicht sogar
20 m Mächtigkeit, ohne daß diese auffallende Mächtigkeit
etwa durch Verwerfungen bedingt w'äre. Nur nahe der
Basis gab sich eine etwa ONO — WSW streichende Ver-

4) Nach meinen Barometerbeobachtungen im Anfang Mai
1918 möchte ich .die Seehöhe dieses Passes auf mehr als 1700 m
annehmen und damit ebenso wie Diexkk (Libanon S. 157) der
ScoTTschen Zahl: 1757 in den Vorzug geben.

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werfuni? mit geschlepptem, also, abgesunkenem Nordflügel zu
erkennen; die Sprunghöhe kann nur unbeträchtlich sein.
Das Liegende des Dysodils ist ein dunkelgrauer, kalkig-
tuffiger Sandstein, zum Teil mit kleinen Gerollen; er geht
nach oben in eisenschüssigen, aus pyritischem Gestein her¬
vorgegangenen Sandstein über.

Beim Abstiege vom Pa Brücken nach Am Azir trifft
man noch mehrfach Schollen von Eisensandstein oder des
basaltischen Eruptivgesteins an, zum Teil mit Einfällen nach
der Bekä zu, ein Zeichen, daß die Unterkreide des Dachr
el Harf nach dem großen Grabenbruch der Bekä ebenfalls
in Staffeln abfällt.

Die Frage nach dem Alter des Dysodils und weiterhin
der ganzen, Sandsteine usw. umfassenden Schicht serie konnte
noch nicht als geklärt gelten, wenn auch durch H. Douville
(Etudes sur les Rudistes. Mein. soc. geol. France, 41, 1910,
S. 55, 63) das Unterkreidealter dadurch wahrscheinlich
gemacht wurde, daß in den hangenden Kalken Enallaster
Delgadoi , eine bezeichnende Form der portugiesischen Apt-
Aube- und Vraconnestufe, vorkommt. O. Fbaas führte zwar
von anderen Punkten des Libanon, wo derselbe Dysodil
auftritt, unbestimmbare Fischreste und Fiederblättchen von
Cycadeen oder Farnen an (a. a. O., S. 57—58), aber es gelang
ihm nicht, bestimmbares Material nach Deutschland zu
bringen. Einen Schritt weiter in der Altersfrage dieser
Schichten vermag uns das kleine, von mir geborgene Fossil-
material zu bringen; denn wenn auch infolge des unglücklichen
lvi iegsausganges mein Hauptmaterial aus dem Libanon ver¬
loren ging, so gelang es mir doch, selbst durch die Ge¬
fangenschaft in Ägypten hindurch, einige Dysodilblättchen
mit gut erhaltenen Fisch- und Pflanzenresten, die ich
zwischen den Blättern eines Buches aufbewahrt hatte, in
die Heimat zu retten. Unter den Pflanzenresten bestimmte
Herr Gothax außer jungen Farnwedeln Weichselia reticulata
Stokes und Webb sp. (Abbildung in Potoniä: Abbildungen
und Beschreibungen fossiler Pflanzenreste. Lief. VII, Nr. 126,
1910) und bemerkt dazu folgendes: „Die Weichselia, deren
charakteristische Masehenaderung durch Längsspa!tung der
sehr dicken Blattspreite sehr gut sichtbar gemacht
werden konnte, ist ein außerordentlich verbreitetes Leit¬
fossil für unterste Kreide (Weaklen, besonders aber Neo-
com): man kennt sie aus Nordamerika, Peru, Venezuela,
Mitteleuropa (England, Deutschland, Belgien, Frankreich
und Schweden). Sie kommt mit Vorliebe in Sandstein (viel-

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leicht Dünenpflanze) vor, eingeschwemmt aber auch in
Tonen (Hildesheimer Hilston u. a.), wie hier im Dysodii
des Libanon. Die Angaben über Vorkommen im Gault sind
irrtümlich. Auch im Libanon kann Weichselia reticulata
als beweisend für Weald-Neocom - Alter angesehen
werden.“

Unter den Fischresten erkannte Herr Janensch eine
neue Art der Gattung Pleuropholis , die er PI. Koerti be¬
nannt hat, ferner eine generisch nicht sicher bestimmbare
Form, die er mit Vorbehalt an die Gattung Thrissops an¬
schließt. Näheres darüber bringt der von Herrn Janensch
verfaßte Teil II des Paläontologischen Anhangs (S. 54).

Die Sandsteinserie des Libanon hebt sich gleich scharf
von den marinen Jurascliichtcn im Liegenden wie von den
marinen Oberkreideschichten im Hangenden ab, sie be¬
zeichnet eine Epoche mit vorherrschenden festländischen
Einflüssen. Darauf deuten die basaltartigen Ergußgesteine
und ihre Tuffe hin, ferner die überwiegend sandigen Sedi¬
mente, die Kohlen und ganz allgemein der schnelle Fazies-
wechsel. Der Dysodii bildet ebensowenig wie die Libanon¬
kohle einen durchgehenden Horizont, als Faulschlamm¬
bildung setzt er zum Teil ziemlich tiefe Brackwasserbecken
voraus, in denen lange Zeit eine ungestörte Sedimentation
durch Organismentätigkeit vor sich gehen konnte. Alles
spricht dafür, in der Unterkreide des Libanon eine fest¬
ländische Bildung etwa im Bereiche eines Ästuars zu er¬
blicken, also für ähnliche Bildungsbedingungen, wie man
sie für den W e a l d e n voraussetzt. Dem mit dem nord¬
deutschen Wealden vertrauten Geologen drängt sich bei der
Betrachtung der Unterkreide des Libanons diese Ähnlich¬
keit ganz von selbst auf.

V. Geologische Beobachtungen zwischen Afule und
Kaisarije. ferner bei Tul Kärm.

(Abb 4.)

I. Aus der Ebene Jesreel.

Um die Jahreswende 1917 18 fanden wir in der Ebene
Jesreel weite Strecken unter Wasser stellend und wegen
des tonigen Bodens schwer zu passieren. In späterer Jahres¬
zeit zerfällt der schwere Boden aber krümelig und erweist
sich sehr fruchtbar, wie man im August 1918 an dem
schönen Stand der Sorghumfelder sehen konnte. Viel Land
liegt noch brach und trägt Distel- und Umbelliferensteppe;

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eine Liliaeee wird den dortigen Bauern sehr lästig, denn
ihre Zwiebeln trägt er zu großen Haufen auf dem Acker
zusammen.

Brunnen versuche in Afufe an der . Haifabahn auf der
Ostseite der Straße nach Nazareth ergaben von Flur an
bis zu etwa 10 m Tiefe einen gleichmäßigen, dunkelbraunen
Lehm mit Kalkknauern, die bis faustgroß werden, zweifellos
ein Alluvialgebilde. Das aus diesem Lehm austretende
Grundwasser ist brackig. Nach den Ergebnissen einer Militär-
bohrung, die an der Abzweigung der Bahn nach Mesudije
gestoßen werde, und in die ich einen flüchtigen Blick tun
konnte, scheint es, daß unter dem etwa 26 m mächtigen
AUuviallehm noch eine etwa 38 m mächtige Folge von
fluviatilen Schichten ruht, nämlich teils grünliche, teils rote,
geröllführende Lehme im Wechsel mit Lagen von Basalt-
und Feuersteingeröll; diese Folge mag diluvialen Alters sein.
Von 65 bis 80 m Tiefe stellte sich ein feinsandiger Kalk
oder Kalksandstein ein, von dem mir zwar eine Probe
vorliegt, für dessen Alter und Natur ich aber keine Anhalts¬
punkte finde.

Westlich Afule, etwa zwischen Km 31 und 32, kreuzt die
Haifabahn einen von NO nach SW durch die Ebene Jesreel
sich ziehenden, niedrigen Basaltrücken, der über Lidd auf
Ledsclmn am Hände des Berglandes von Samaria zuführt.
Dieser Basalt ist durchw eg stark verwittert, meist zu einem
kaffeebraunen, mehrere Meter mächtigen Eluviallehm mit
Basaltbrocken, doch stellenweise auch mit beträchtlichen
Ausscheidungen von Steppenkalk, der gelegentlich selbst als
besondere, bis 1 m mächtige Schicht unmittelbar über dem
verwitterten Basalt auftritt und ihn in Adern durchsetzt.
3 km südwestlich Lidd tritt am Rande der Ebene Jesreel
Krusten- oder Obcrfläehenkalk in niedrigem Rücken auf
und scheint durchweg der Kreide aufzulagern, wie gelegent¬
liche Aufschlüsse beweisen. Als festere Schicht springt am
Rande dieses Rückens der Krustenkalk vielfach über die
mergelige Kreide vor und ermöglicht dadurch die Anlage
von Zisternen, da das in der ausgehöhlten Kreide stehende
Tagewasser durch die überhängende Kalkkruste vor allzu
schneller Verdunstung bewahrt bleibt.

2. Aus dem Berglande von Samaria.

Unterhalb des etwa 25 m sich über der Ebene Jesreel
erhebenden Teils el Mutessellim, wo durch die Ausgrabungen
des Deutschen Palästinavereins die Grundmauern der k&na-

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arktischen Feste Megiddo aufgedeckt sind, wird teils kiesliger
oder sogar feuersteinführender, teils mergeliger Kreidekalk
sichtbar und tritt nach Ledschun zu immer mehr in die
Erscheinung. Bei Ledschun dehnt sich das Schuttfeld des
ehemaligen römischen Gamisonortes Legio auf der Nord¬
seite des Baches sowohl über den Kreidekalk als auch über
Basalt aus. Die Lagerung der stark zerklüfteten Kreide
ist durchweg sehr gestört, denn das Einfallen wechselt auf

Abb. 4. Skizze der Gegend zwischen Afule, Kaisarije und Tul Kann.

kurze Strecken zwischen NW, W und WSW, was wohl
mit dem Empordringen des Basaltes Zusammenhängen dürfte.
Getrennt vom Basalt der Ebene Jesreel durch den Kreide¬
riegel bei Ledschun liegt nordwestlich dieses Ortes bereits
im Berglande und anscheinend inmitten von Kreide der
Basaltrücken des Teil Ismar mit säulenförmigen Klippen
an der Südseite. Den Bach von Ledschun begleitet bei
seinem Austritte aus dem Berglande eine mit wenig mäch¬
tigen Basalt- und Kreideschottern bedeckte, etwa 200 m
breite Terrasse, in die sich der jetzige Lauf 5 bis 10 m

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tief, also bereits erheblich in den Kreideuntergrund hinein,
eingeschnitten hat.

Teils breeeiöser, teils tuffiger Krustenkalk scheint im
Berglande von Samaria geradezu regional verbreitet zu sein,
und zwar ganz vorwiegend im Bereiche der weichen Senon-
Mergelkalke, viel seltener auf den harten Turonkalken. Dem
Krustenkalk eigentümlich ist eine Neigung zur Bildung von
Abbrüchen, die dem Gehänge parallel laufen.

Das von der Straße Afule — Wadi Ara benutzte und
durch das Bergland von Samaria führende Paßtal ist ein
echtes Schichtental, denn es verläuft von seiner Mündung
südöstlich Ledschun über Musmus, Am Ibrahim bis über
Aln Setuni hinaus auf der Schichtgrenze der weichen S »non-
kreido gegen die liegenden harten Kalke und Dolomite des
Turons5). Daraus ergibt sich das allgemeine Schichtstreichen
zu SW — NO und das Einfallen nach NW. Die Turonkalke
und -dolomito bilden im Gegensatz zu den sanften Formen
des Senons eine rauhe Karstlandschaft mit karrenbedeckten
Klippen, Höckern, Platten und losen Blöcken und tragen
nur dünnen, niedrigen Busch von Steineichen u. dgl. Auf
der Talwasserscheide bei Am Ibrahim, die etwa 200 m
über Km 32 der Haifabahn belegen ist, sind die Senonmergel
in einer Grube erschlossen6) und dadurch bemerkenswert, daß
sie in. 5 bis 6 m Tiefe stark bituminös werden und zahlreiche
dünnschalige Muschelreste führen; leider gehören die ent¬
nommenen Proben zu dem noch in Berlin abhanden ge¬
kommenen Material. Etwas oberhalb dieser Mergelgrube
liegt hinter der dort befindlichen Mühle innerhalb des Senons
ein Erdfall, der wohl auf die subterrane Erosion der beiden
etwas oberhalb sichtbaren Quellen zurückgehen dürfte. Etwa
ip der Mitte zwischen hier und Am Setuni liegt in der Tal¬
sohle ein Versickerungsgebiet, denn Ende Januar 1918 war
hier das weiter oberhalb im Wadi noch sichtbare Wasser
bereits völlig verschwunden. Auf die Tätigkeit des unter¬
irdischen Wassers deutet auch eine Reihe von mehr als
10 m tiefen Erdfällen beim Dorfe Ara, die sich in fast
ostwestlicher Linie anordnen. In ihnen steht zerklüftete,
mergelige Senonkreide an, die unter 15° nach 350' magn..
also fast nach N, einfällt.

5) U lancken hokns Geologische Karte von Palästina (Zeit¬
schrift d. D. Palästina-Vcr. 1912) wäre .dementsprechend zu 1h»-
richtigen.

6) Die Mergelkreide wird nämlich als Belag auf die flachen
Dächer gebracht und festgewalzt.

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Während der Abschnitt des Schichttals nordöstlich der
Talwasserscheide im wesentlichen ein Erosionstal ist, steilen
sich in dem Abschnitte südwestlich von Am Ibrahim in
dem von Umm ei Fachm kommenden Wadi Ara bald Ailu-
vionen ein, und zwar teils schotterführende, teils schotter¬
freie Auelehme, und an den Mündungen der Seitentäler
Schotterkegel, seltener sind Abhangsschuttmassen.

Bei Am el Assaua, einem que lienreichen Platze, tritt
das Wasser aus kieseligem Senonkalk aus. Ein aus Siedlungs¬
schutt bestehender Teil springt in die Bucht mit den Quellen
vor und beweist wieder, daß hier an die Quellen gebundene
Siedlungen lange Zeit hindurch bestanden haben. Das Kreide¬
bergland tritt von da ab beiderseits zurück, und es beginnt
die diluviale Küstenebene Saron.

Über das Kreidegebirge in der Umgebung von Tul Kann
konnte ich vom 12. bis 18. Februar 1918 einige Unter¬
suchungen anstellen, deren Ergebnisse sich hier am besten
einfügen lassen. Während Blanckenhorn auf seiner be¬
kannten geologischen Übersichtskarte von Palästina am
Bande des Berglandes von Tul Karin nach N nur Turon
und Cenoman verzeichnet, ergab sich bald, daß am Bücken
von Tul Kann unter dem Oberflächenkalk nur der weiche
senone Kreidemergel ansteht, wie das auch Bange neuer¬
dings auf seiner geologischen Karte der Küstenebene von
Palästina usw. (8. Veröffentlichung d. Ges. f. Palästina-
Forschung, 1922) dargestellt hat. Auch ein Einschnitt der
Bahn nördlich Tul Karm, etwa 180 m südlich der Brücke
über das Wadi Zemir, ließ auf etwa 120 m senone Kreide¬
mergel, bedeckt von einer Lage von Feuersteingeröll, anschei¬
nend eine aus dem Diluvium der Ebene Saron auftauchende
und abradierte Kreideinsel, erkennen. Die harten, mit Karreh
bedeckten Kalke und Dolomite des Turons steilen sich erst
an den Hängen des Wadi Zemir ein und sind auf dessen
Nordseite zwischen Dennabe und Schuweke, nördlich der
Bahnbrücke, als splittrige Kalke mit unbestimmbaren
Budistenresten erschlossen. Das Einfallen ist unter 10° nach
NW, das Streichen also SW — NO gerichtet. Im Hangen¬
den legen sich bald die Senonmergel auf, verschwinden aber
nach Schuweke zu unter der Decke von Oberflächenkalk.
Die Turonkalke sind weiter oberhalb nach Anabeta zu noch
mehrfach an den beiden Talseiten des Wadi Zemir sichtbar,
doch stehen etwa 800 m südwestlich Anabeta an der süd¬
lichen Talseite unter 2 m Oberflächenkalk bereits wieder
zerklüftete Senonmergel an.

Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1924. 3

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Ein leichtes Erdbeben wurde von mir in Haifa, wo im
Karmel das Bergland von Samaria noch N endigt, am
29. September 1918 etwa 2_y4 Uhr nachmittags wahrge¬
nommen, während ich mich im Bette des Ortslazaretts befand.
Nach Aussagen englischer Soldaten soll das Beben auch
noch weiter im Süden bei Kalkilije fühlbar gewesen sein.

3. Von der Küstenebene Saron.

Bald hinter Am el Assaua beginnt an der Straße nach
Kerkur ein Gebiet mehr oder minder rot lehmigen Sandes,
der mir teils echter Meeressand, teils aus Strandsand hervor¬
gegangener Dünensand zu sein scheint, und den ich zum
marinen Diluvium rechne. Dieser alte Dünensand hat ge¬
legentlich noch, so zwischen Kerkur und Tscherkess, seine
ursprünglichen kleinkuppigen Geländcformen bewahrt, wenn
sie auch durch Bewachsung mit büscheligem Steppengras
bereits festgelegt sind. Ein etwa 300 m westsüdwestlich vom
Brunnen des Gutshofes der jüdischen Ackerbaukolonie
Kerkur angesetzter Schürf ergab folgendes Schichtenprofil
in diesem alten Dünensande (die Proben liegen vor):

0 — 0,5 in schwach humoser, lehmiger Sand.

0,5 — 1,7 m rotbrauner, lehmiger Sand mit Kalkknauern,

1,7 — >2,5m hellbrauner, schwach kalkiger Sand mit
Osbokollen.

Es ergibt sich, daß hier ein kalkreicher Sand vorliegt,
der unter besonderen klimatischen Bedingungen tiefgründig
und rotlehmig verwittert ist. Ranges Auffassung7), daß
dieser Boden diluvialen Lehm (q 1) darstelle, kann ich dem¬
nach nicht teilen. Zwischen Kerkur und Chedera, wo solcher
Boden verbreitet ist, sieht man, daß er sich bei der dort
möglichen Bewässerung gut für den Anbau von Mandeln,
Reben, Orangen, Oliven und Ackerbau eignet. Eine wild¬
wachsende Charakterpflanzo ist die Koloquinte und außer
der Sykomore die niedrige Zwergpalme Ohamaerops; sumpfige
Stellen in den Niederungen tragen im Frühjahr einen Flor
von Narzissen und Asphodelen.

Jünger als diese, uni zwar im Alter zwischen ihr und
der heutigen Dünenbildung zu stehen scheint mir eine ver-
lehmte. ebenfalls bereits durch eine Grasnarbe festgelegte
gelbbraune bis hellgelbe Dünenbildung, wie man
sic z. B. zwischen Kerkur und Burudsch antrifft. Die

7) Geologische Karte der Küstenebene von Palästina vom
Kermel bis zur Isthmusw'üste. Ges. f. Palästina-Forschg. 8. Ver-
öffentl., 1922.

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klimatischen Bedingungen, unter denen dieses Dünensystem
verwitterte, sind wohl denen der Jetztzeit mehr angenähert
als die, durch deren Wirkung die roten bis rotbraunen
Dünen hervorgingen. Diese Fragen weiter zu verfolgen,
war mir leider nicht möglich.

Über den tieferen Untergrund der Küstenebene Saron
kann ich noch anführen, daß im Brunnen der Bahnstation
Tul Karin, angeblich unter feinkörnigen, kalkigen Sanden,
zwischen 31 und 32 m Tiefe Bänke eines Kalksandsteins
auftreten. die nach den mir vorliegenden Proben außer
Cardium und zahlreichen unbestimmbaren Steinkernen und
Abdrücken Gerolle von Lithothamnienkalk, Feuerstein,
Kreidekalk und eines oolithischen Kalkes führen*). Nach
meiner Auffassung handelt es sich um eine diluviale, strand¬
nahe Meeresbildung. Bemerkenswert ist hier die große
Mächtigkeit dieser marinen Diluvialschichten, nämlich minde¬
stens 32 m, trotzdem nur etwa 200 m weiter östlich sich
bereits die anstehende Kreide von Tul Karm heraushebt.
Ähnliche geröllführende Sande sind angeblich auch in dem
Brunnen der Orangenpflanzung des Hadschi Said von Nablus
auf der Ostseite der Bahn, südöstlich von Kakiin getroffen
worden, wo etwas westlich rötlich verlehmter, alter Dünen¬
sand sichtbar wird.

Hauptsächlich nach der Küste zu, aber auch in das
Gebiet des alten, rotverlehmten Dünensandes eingreifend,
stellen sich auf der Ebene Saron die der Jetztzeit an¬
geh origen, hellen, vegetationsarmen und daher noch nicht
festgelegten Dünen mit ihren bezeichnenden Formen ein.
Diese Dünenzone lernte ich zwischen Kerkur und Kaisarije
kennen. Tamariskengestrüpp, auf dem eine Helixart in
Menge lebt, veranlaßt oft die Bildung kleinkuppiger Dünen;
die abgestorbenen Gehäuse der Helix sind dem Dünensand©
in großer Zahl bisw-eilen beigemengt. Die Seebrise ver¬
hindert das Aufkommen von größeren Bäumen und biegt
sie, sobald sie eine gewisse Höhe erreicht haben, nach dem
Landinnern zu ab. Der Dünensand ist von dem rezenten
Strandsand des Mittelmeeres oft durch eine feuchte De-

8) Auf denselben Brunnen bezieht sich wolil das von Bange
(Die Küstenebene Palästinas. 8. Veröffentl. Ges. f. Palästina-
Forschg., 1922, S. 16) angeführte Profil der Bohrung 16, wo
zwischen 31 und 34,5 m weiße Schreibkreide angeführt wird.
Ich muß es dahingestellt sein lassen, ob mit dieser Bezeichnung
nicht vielleicht der Bohrschlamm des oben geschilderten Kalk¬
sandsteins gemeint ist.

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pression getrennt und entwickelt sich aus dem Strandsaod-
waile erst ganz allmählich mit flach ansteigenden Böschun¬
gen. Die starke Brandung erneuert beständig den Strand¬
wall, welchen Pcctunculus-Schalen zu Tausenden bedecken.
Infolge der Küstenströmung herrscht eine starke Sandver¬
setzung und strebt, die Bachmündungen durch Sandbarren
zu verschließen. Sowohl in den Dünen- als auch in den
Strandsanden kommt es durch Kalkausscheidungen zur Ent¬
stehung fester, in letzteren auch wohl konglomeratischer
Sandsteinbänke. Kaisarije, das römische Caesarea, liegt auf
einem aus solchem Sandstein bestehenden Küstenvorsprung,
und draußen im Meere werden noch in größerem Abstande
von der Küste Riffe sichtbar, die aus solchem Sandstein
bestehen dürften.

VI. Geologisches aus dem Ostjordanlaude längs der
Hedschasbahn.

1. Kreide und Tektonik bei Damaskus.

Von Damaskus erscheinen mir einige Beobachtungen,
welche ich Ende Februar und Anfang März 1918 am Djebel
Kasiun anstellen konnte, mitteilenswrert.

Oberhalb der Vorstadt Es-Salahije sind in Brüchen steil-
stehende Kreidemergel und -kalke aufgeschlossen, die in
55° magnet.., also fast SW— NO, streichen und nach SO
einfallen und durch ihr überaus gelockertes Gefüge be¬
merkenswert sind. Zahlieiche steil unter etwa 75° ein¬
fallende, zum Teil mit Gipsletten erfüllte Klüfte und Höhlen
mit Steinmark oder bräunlichem Lehm durchsetzen das
wohl zum Emscher oder Senon gehörige Gestein. Höher
am Berge tauchen die dichten, harten, aber ebenfalls stark
zerbrochenen und von Höhlen durchsetzten Turonkalke und
-dolomite hervor und liegen auf der Höhe des Djebel Kasiun
flach bzw. fallen mit schwacher Neigung nach N ein, bilden
also einen Sattel.

Aus mergeligen, etwas bituminösen Kalken im Hangen¬
den des Turons sammelte ich dicht unterhalb der Kubbet
en Nassr auf der Höhe des Djebel Kasiun eine kleine Fauna
von Austern und Ammoniten, nämlich:

Ostrea olisiponensis Shakpe,

O. flabellata Glof.,

O. Mermeti Cogd var. rninor Labtet,

O. vesicularis Lamk. var. judaica Labtet.

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Die Ammoniten gehören nach freundlicher Auskunft von
Herrn Pompeckj einer durch ihre Wachstums- und Skulp¬
turverhältnisse eigenartigen Prionotropidenform an, welche
außerhalb des Bereichs der bekannt gewordenen Typen liegt
und noch näherer Untersuchung bedarf. Die angeführte
Austernfauna würde nach der verbreiteten Auffassung für
Cenoman sprechen, indessen ist mir nach der ganzen Sach¬
lage dieses Alter wenig wahrscheinlich, eher ein Emscher-
oder Senonalter annehmbar. Die Ammonitenform kann uns
vorläufig leider auch noch keine Gewißheit geben. Es ist
nun sehr bemerkenswert, daß neuerdings H. Taubenhaus9)
ebenfalls aus Palästina und Syrien Ammonitenformen des
Emscher aus Schichten mit ähnlichen „typischen Cenoman“-
Austern beschrieben hat. Die bisherigen Anschauungen über
die vertikale Verbreitung der Austern in Syrien und Palä¬
stina im Verhältnis zu derjenigen der Ammoniten scheinen
also einer Revision bedürftig. Die fraglichen Emscher-
schichten streichen nach W noch über die Schlucht hinweg,
in welcher der wasserreiche Barada, der Wohltäter von
Damaskus, die Bergkette des Djebel Kasiun durchbricht.

Bei dem Grabmal, welches nach Abel benannt wird,
fallen die harten Turonkalke des Djebel Kasiun unter etwa
50° nach' N ein, etwas weiter nördlich bald nach N, bald
nach S, müssen also, flach gewellt sein, zum Teil unter
starker Breccienbildung. Ein Blick vom genannten Grabmal
auf die gegenüberliegende Wand der Baradaschlucht enthüllt
die prachtvolle Antiklinale in den Turon-Cenomanschichten,
welche bereits Diener (Libanon, 1886, S. 294 bis 295) als
stehende Flexur beschreibt, und welche nach ihm „den
Außenrand des Antilibanon gegen das Senkungsfeld der
Damascene“ bezeichnet, während Blanckenhorn wohl mit
Recht in ihr den Ausdruck der Rückfaltung sieht (Handb.
d. Region. Geol. V. 4. 1914, S. 107) entsprechend dem Steil-
einfallen des Südflügels und der viel sanfteren Neigung
des Nordflügels. Die auffällige Lockerung im Gefüge der
Senon- oder Emscherschichten oberhalb Es-Salihije deutet
zwar auf zerrende Kräfte, welchen der steilstehende Süd¬
flügel der Antiklinale ausgesetzt war; aber nach dem Ge¬
samtbilde kann an dem tangentialen Zusammenschube nicht
wohl gezweifelt werden.

3) Die Ammoneen der Kreideformation Palästinas und Syriens.
Zeitschrift des Deutschen Palästina-Vereins, XLIU, Heft 1 — 2.

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2. K r o i d e und Basalt zwischen M i s m i j e und
Kalat es Zerka, Artefaktenfund im Wadi-
Schotter bei Der ä.

Nachdem die Hedschasbahn bald hinter Damaskus das
gewaltige Ergußgebiet des Hauranbasaltes betreten hat,
hält sie sich zwischen den Stationen Mismije (Km 62,6) und
Esra (Km 91,25) am Bande der unwirtlichen Lavaland¬
schaft El Ledscha, welche wohl zu den jüngsten Bildungen
des Hauranergusses gehört Älter ist jedenfalls das Basalt¬
gebiet des Hauran zwischen Esra und Nasib (Km. 135,75),
weil es bereits zu tiefgründigem, braunroten Lehm ver¬
wittert ist. Dies Gebiet ist berühmt wegen seiner Weizen¬
produktion.

Bei Derä (Km 123) ist dicht südsüdwestlich des Bahn¬
hofes und an der Balm nach Samach zu eine blasige,
doleritische, olivinreiche Basaltlava, auf deren Hohlräumen
nicht selten Glasopal in traubigen Aggregaten ausgeschieden
ist, durch kleine Brüche aufgeschlossen und bildet an erstem*
Stelle einen etwa 5 m mächtigen Deckenerguß mit deut¬
licher Kante über dem feuersteinführenden Senon, welches
sich dort in horizontaler Lagerung, zum Teil mit WNW—
OSO-Ivlüftung, an den Hängen des Wadi Zedi ausdehnt. Mit
dieser Klüftung steht auch die Höhlenbildung unter dem
Orte Derä zum Teil in Zusammenhang. Eine Decke von
Oberflächenkalk findet sich auch hier ganz gewöhnlich auf
der Kreide. In einem Bruche auf der Nordseite des Wadi Zedi
etwa 500 m unterhalb der Brücke, sind die weichen Kreide¬
kalke rotwolkig oder rotstreifig, schichtweise auch rötlich
gefärbt. Fossilfunde, die den genaueren geologischen Hori¬
zont belegen könnten, habe ich nicht machen können,
indessen hat die Deutung als Senon am meisten Wahrschein¬
lichkeit für sich.

Durch Blaxckenhorn (Zeitschr. d. Ges. f. Erdkunde,
Berlin, 1907, S. 291 ff.) ist bereits die Umgebung von Derä
als ein reicher Fundplatz für frühneolithische Artefakte
bekannt geworden, auch altpaläolithische Funde verzeichnet
er von hier an der Oberfläche des Plateaus und Täler
(Naturw. Studien am Toten Meer und im Jordantal, 1912,
Tabelle). Ich selber fand im Schotter des rechten Ufers
hart an dem, Ende März 1918 wasserreichen, Wadi Zedi,
etwa 850 m unterhalb der Brücke, einen „wahrscheinlich alt-
paläolit-hischen“ Faustkeil, den Herr Prof. Hub. Schmidt
in Berlin freundliehst geprüft hat.

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Bei Nasib (Km 135,75) zeigt ein kleiner Aufschluß an
der Südseite des Dorfes etwa 4 ra mergeligen Kreidekalk
mit Bänken von gebändertem Feuerstein und flach nach
N gerichtetem Einfallen. Nördlich vom Dorfe liegen Brüche
bereits in der blasigen, doleritischen, olivinreichen Basalt¬
lava, ohne daß sich im Gelände der Rand des Lavastroms
besonders bemerkbar machte. Auch taucht dort ein Kreide¬
rücken aus der Lava hervor, die ihn anscheinend um¬
flossen hat.

Der Hauranbasalt reicht in geschlossener Decke an
der Hedschasbahn weiter mindestens von Km 154 über
Mcfrak (Km 161,7), Samra (Km 185,3) etwa bis Km 194/195
und bildet ganz gewöhnlich eine Tafellandschaft mit grauen
Blockmeeren an den Hängen. Die Bahn hält sich vielfach
an der Grenze der Kreide gegen die ostwärts sich aus¬
dehnende Basaltlava. Die bekannte BLANCKENHORNsehe Geo¬
logische Karte von Palästina gibt diese Verhältnisse nicht
richtig wieder und wäre hiernach zu verbessern.

3. Dänische Stufe und Diluvialschotter bei

A m m ä n.

Seinem Reichtum an fließendem Wasser verdankt
Amman, daß es schon zur Römerzeit ein blühendes Kultur¬
zentrum geworden ist, wie die noch erhaltenen Reste der
Bauten bezeugen. Der Amman bach dient auch heute, noch
zur Bewässerung zahlreicher Gärten, in denen Orangen,
Mandeln, Granatäpfel, Feigen, Maulbeeren usw. gedeihen,
selbst mehrere Mühlen werden vom Bache getrieben. An¬
fang Juli schien er allerdings stellenweise in seinem Schotter¬
bette ganz versiegt zu sein; aber der Schein trog, denn
blühendes Oleandergebüsch deutete, wie überhaupt in den
Wadis des Ostjordanlandes, auf fließendes Wasser im Unter¬
gründe, und etwas unterhalb plätscherte denn auch bald
das Wasser wieder.

Einen besonders klaren Einblick in die Zusammen¬
setzung und den Bau der Schichten bei Amman gewähren
die Bahneinschnitte oberhalb auf dem östlichen Ufer des
Baches (Bahnhof Amman bei Km 222,4). Es sind in der
Hauptsache Phosphorittrümmerkalke, zum Teil reich an
Knochenresten, unter denen Teleostierwirbel besonders häufig
sind, und mehr oder weniger mit Feuerstein durchsetzt,
daneben feinkristalline Kalke und untergeordnet auch wohl
mergelige Schichten. Fossilreste, und zwar mit Schale gut

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erhalten, sind in den mit Phosphoritkörnchon durchspickten
Kalken zwischen Km 221,9 und 222 nicht selten, nämlich:

Baculites vertebralis Lam. (= B. Faujasi Lam.),

Leda leia Wann.,

Lispodesthes cf. nuda Bixckhobst sp. (Monogr.
Gastörop. et Cephalop. craio sup. du Limbourg, 1873,
S. 5, Taf. Va., Abb. 9.

Durch eingehendere Nachforschungen, als sie mir mög¬
lich waren, ließe sich diese Fauna wohl noch erheblich
bereichern, immerhin dürfte sie zur Kennzeichnung der
Dänischen Stufe hinreichen. Leda leia Wanner nämlich,
von der auch Quaas besonders gute Abbildungen gegeben
hat, kommt in Ägypten in den Schichten der Dänischen Stufe
vor10). Vom Baculites vertebralis Lam. gibt Cl. Schlüter
an, daß er mit Sicherheit nur aus den Maestrichter
Schichten, also oberstem Senon, bekannt sei11). Die Lispo -
destbes-Art endlich kann ich! nur deswegen nicht sicher
mit der Maestrichter Form identifizieren, weil der wichtige
Flügelteil abgebrochen ist, aber in der Gestalt des Gehäuses
und der einzelnen Windungen besteht eine große Über¬
einstimmung.

Die Bilder, welche der Feuerstein in den Phosphorit¬
trümmerkalken, z. B. zwischen Km 222,2 und 222,3, dar¬
bietet, nötigen zu der Annahme, daß das Kieselsäuregel erst
nach dem Absätze der Trümmerschichten ganz unregel¬
mäßig eingedrungen und erhärtet ist, denn der Feuerstein
umschließt ganz gewöhnlich kieselfreie Partien von Phos¬
phorittrümmerkalk.

Das Kreidegebiet von Amman zeichnet sich vor den
übrigen, mir bekannt gewordenen Kreidevorkommen des Ost-
jordanlandes im engeren Sinne durch seine deutlichen Fal¬
tungserscheinungen aus. Die auf Taf. III, Abb. 2 wieder-
gegebene Photographie veranschaulicht aus dem Frosions-
profil der nordw estlichen Seite des Ammänbaches eine ganze
Reihe prächtiger Falten, wie sie sich von der gegenüber¬
liegenden Balmseite, etwa von Km 222,4, darstellen. Die
anscheinend von einem Angehörigen einer deutschen Flieger¬
abteilung gemachte Aufnahme verdanke ich der Liebens¬
würdigkeit des Obersten Au Fitad Bey. Zahlreich sind
die Belege für Faltung in den Bahneinschnitten lx?i Amman.
Das Streichen der Faltenachsen ist recht beständig in NNO

30) Palaeontograph. XXX., II.. S. 120 und ebenda S. 197.
M) Palaeontograph, XXIV., S. 143 ff.

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(genau 2ÜV rnagn.) gerichtet, und daher sind an den Stellen,
wo der Einschnitt mit der Faltungsrichtung nahezu zu¬
sammenfällt, nur mehr oder minder horizontale Schicht¬
linien sichtbar; aber ein Blick auf einen quer zur Faltung)
gerichteten Schnitt, etwa auf einen Wand Vorsprung, belehrt
sofort eines besseren und zeigt die Wellung und Faltung,
wie z. B. bei Km 223, wo im Gefolge der Faltung auch
Zertrümmerungen der Schichten stattgefunden haben.
Zwischen Km 221,7 und 221,8 ist durch eine fast O — W
(285° magn.) streichende Verwerfung die Bildung eines Täl-
chens vorgezeichnet.

In der Stadt Amman stehen im antiken Theater1-) zum
Teil gefaltete, feste, rötlichgraue Kalke mit Feuerstein¬
bänken an zwischen dem zweiten und dritten Sitzering (von
unten gerechnet) und in der Höhe der Loge über dem
dritten Sitzering bituminöse Kalke, Phosphorittrümmerkalke
und ziemlich viel Feuersteinbänke. In N — S-Kichtung ge¬
faltete Kalke, in deren Sätteln vielfach durch Menschen¬
hand Grotten ausgehöhlt sind, reichen noch mindestens 2 km
auf die Hochfläche nordwestlich von Amman längs der
Straße nach Es Salt. Welches Alter diesen Kreideschichten
zukommt, muß ich dahingestellt sein lassen, es mag sich
schon um Senonschichten handeln. Jedenfalls konnte ich
an der .\patitlagerstätte des Siru- Plateaus zwischen Aln
Homar und Es Salt, die durch Krusch13) und Blaxcken-
horx14) beschrieben ist, nichts mehr von Faltung sehen.
Nach NO zu beobachtete ich längs der Hedschasbahn schöne
Faltungen noch bis vor Kalat es Zerka, etwa zwischen
Km 205 und 206.

Mächtige Flußschotter, die zum Teil zu einer Nagel¬
fluh verkittet sind und mit einer Steilkante zum Tale ab¬
brechen, bilden eine, die heutige Talsohle des Ammänbaches
um 50. bis 70 m überragende Terrasse und werden zwischen
Km 224,6 und 224,7 von der Bahnlinie erreicht; sie lagern
den Mergeln der Dänischen Stufe auf. Die kieseligen Gerolle
dieser Terrasse zeigen übrigens keine Spur von Wüstenlack.

12) Eine gute Abbildung findet man auf S. 14 des Aufsatzes
von Auler Pascha : Die Hedschasbahn. Ergänzungshef t 154
zu Petermanns Mitt. 1906.

13) Die Phosphatlagerstatten bei Es-Salt im Ost-Jordanlande.
Zeitschr. f. prakt. Geol., 1911, S. 397 ff.

14) Naturwissenschaft! Studien am Toten Meer und im Jordan -
ta! 1912, S. 288 ff.

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4. Senon, diluviale und jüngere fluviatile
Bildungen, junge Verwerfung bei Kutrane.

Die Region des Ackerbaues verläßt man auf der
Hedsehasbahn etwa bei Station Daba (Km 278,7), von da
ab südwärts scheint kein Ackerbau mehr möglich zu sein,
jedoch hat das Land von Chan es Zebib (Km 295,2) bis
Kutrane (Km 326,6) um Mitte März vielfach noch Steppen -
Charakter und gewährt dann Beduinenhorden Viehweide.
Zur Untersuchung der Gegend von Kutrane bot sich mir
vom 16. bis 19. März 1918 Gelegenheit.

Bei der Station Kutrane (Km 326,6) erhebt sich auf
der Ostseite der Bahn eine vegetationslose, in der Hauptsache
aus zum Teil feuersteinführendern, gelblich-weißem Austern¬
kalk und untergeordnet auch aus kristallinen, zum Teil
Lumachellkalken und Phosphorittrümmerkalken bestehende
Iiügelgruppe. Im Austernkalk ist Ost r ca V illei Coqu ein
bezeichnendes und häufiges Fossil, aus dem kristallinen Kalk
wittern hier und da zum Teil verkieselte Gastropoden, wie
Turritella Reyi Labtet, aus und zeigen einen Hauch von
Wüstcnlack. Hiernach wären die Schichten Obersenon der
Champagne-Stufe15). Die Lagerung ist durchweg fast hori¬
zontal. Die Hedsehasbahn durchschneidet etwa bei Km 324,8
den nördlichen Ausläufer dieser Hügelgruppe. Die Kreide¬
schichten beginnen bei Km 324,788 an einer fast N — S
(genauer 353° magnet.) streichenden, steilstehenden Bruch¬
linie und stoßen gegen über 4 m mächtigen Schotterlehm
ab. Das Kreideprofil gestaltet sich an der Verwerfung von
oben nach unten folgendermaßen:

0,2 m oberste Bank von Phosphorittrümmerkalk, oben mit
kiescliger Lage,

0,3 in Mergel und Kalk,

0,3 in dichter Kalk mit Feuerstein,

0,5 m blättriger Mergel,

0,18 m zweite Bank von Phosphorittrümmerkalk mit dünner
Feuersteinlage an der Unterseite,

0,30 m Blättermergel mit unbedeutender Bank von Phos¬
phorittrümmerkalk,

0,20 m dritte Bank von Phosphorittrümmerkalk mit Gastro-
podensteinkernen,

0,70 m Blättermergel mit Kalkbänken,

0,10 m tiefste Bank von Phosphorittrümmerkalk.

Liegendes: hellbraune Mergel mit Bänkchen und Knollen
von splitterigem Kalk.

1:») Blaxckeniiohn : Syrien, Arabien und Mesopotamien.
Handb. d. Region. Geologie, V, 4, 1914, S. 26.

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Die Lagerung ist horizontal, eine Klüftung in NNW — SSO
deutlich. Die Verwerfung, an welcher die fluviatilen Ab¬
lagerungen des Beckens von Kutrane abgesunken sind, muß
wohl sehr jugendlichen Alters sein, da diese Schichten noch
bis in die Jetztzeit hineinreichen dürften.

Im Westen wird das Becken von Kutrane im Abstande
von 2 bis 2,5 km von der Balm durch eine Reihe von
nordnordöstlich streichenden Hügeln eingefaßt, welche im
großen und ganzen dieselben Schichten in horizontaler
Lagerung aufweisen wie die östliche Hügelgruppe, nämlich
bituminöse Kalke, dichte Kalke mit Lagen von Phosphorit¬
körnchen, kristalline Kalke, zum Teil Lumachellen von
Ostrea V illei Coqd und zum Teil verkieselte Phosphorit-
tiümmerkalkc, sämtlich mit NNW-Klüftung. Besonders auf¬
fallend sind hier an der Leeseite der Hügelkette, welche die
von W kommenden Niederschläge abrängt, die Wüsten¬
erscheinungen, nämlich die besonders auf dem kieseligen
Schichten nie fehlenden Überzügo von Wüstenlack, die
oberflächliche Anreicherung des mit Wüstenlack überzogenen
Feuersteins zu einer klirrenden Schuttdecke und die tief
in den Kalk hineinsetzenden und namentlich an der Ost¬
seite der Klippen auftretenden Sandwindstiche.

Es ist vielleicht nicht überflüssig, darauf hinzuweisen,
daß es an der Hedschasbahn demnach mindestens zwei
verschiedene phosphoritführende Horizonte gibt, nämlich den
durch Ostrea V illei Coqd charakterisierten der Champagne-
Stufe, wie hier bei Kutrane, und den oben von Amman
geschilderten der Dänischen Stufe. Letzterer scheint schon
dürcli die größere Reinheit seiner Kalke sich von den
mehr tonigen und bituminösen Schichten des ersteren zu
unterscheiden.

Das Becken von Kutrane ist mit den fluviatilen Ab¬
lagerungen dos Wadi Hafir erfüllt; nur in einem niedrigen
Einschnitte bei Km 325,725 heben sich noch einmal dichte
Kreidekalke aus den jüngeren Schichten heraus. Die ältesten
dieser fluviatilen Bildungen sind wohl die zu Nagelfluh
verkitteten Terrassensehotter, welche sich beim Durchbruch
des Wadi Hafir durch die westliche Hügelreihe an den
Kreidekalk anlehnen und um etwa 10 bis 15 m die Wadi-
Oberkante überragen; man wird sie als diluvial ansehen
können. Gleichalte rig sind wohl die lehmigen Schotter,
welche sich bis zu den Kreidehügeln im Osten der Bahn
ausdehnen und zwischen Km 327,34 und 328,8 mehrfach in
Einschnitten in einer Mächtigkeit von >3 m aufgeschlossen

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sind. Sie tragen zum Teil bereits eine Decke von Krusten -
kalk und enthalten vorzugsweise Feuersteine und rosarote
Kreidekalke, ähnlich den noch zu erwähnenden von Djuruf
ed Darawisch. Diese lehmigen Schotterflächen wiesen Mitte
März 1918 einen dünnen Grasteppich mit vereinzelten niedri¬
gen, buschigen Kräutern auf und gingen allmählich in die
Lehm fläche des heutigen Wadi über. Bei Km 327 über¬
schreitet die Bahn dies Wadi, dessen scharf eingeschnittene
Steilwände mindestens 4 m hoch sind und aus kalkigem Lehm
mit Schotterlagen bestehen. Der gleiche Boden, oft von
Springmäusen durchwühlt» ist durchweg im Becken von
Kutrane verbreitet, dieses damit zum größten Teile alluvial.
Ein etwa 100 m westlich der Station in den fluviatilen
Schichten angesetztes Bohrloch soll 129,5 m Tiefe erreicht
haben; doch war über die durchbohrten Schichten leider
nichts gewisses mehr zu ermitteln.

In den Schottern des Wadi Hafir fand ich dicht an der
Abzweigung des zur Versorgung der großen Zisterne von
Kutrane dienenden Kanals ein Feuersteinstück, welches
einem mesolithischen Meisel ähnelt, aber von Herrn Prof.
H. Schmidt als unsicher bezeichnet wird.

Phosphorittrümmerkalke und Kalke, reich an Ostrea
V illei Coqd, also die Champagne- Stufe, beobachtete ich an
der Hedschasbahn zwischen Menzil (Km 348,8) und Kalat
ei Hesa (Km 378,25).

5. Kreide und Wadisedimente bei Djuruf ed
Darawisch.

Die Bahnstation Djuruf ed Darawisch (Km 397,7) liegt
bereits in der Wüste. Südlich der Station hebt sich Kreide
mit Feuersteinlagen in einem schmalen, etwa 100 m rel.
hohen Rücken, der mir als Kasr el Bint bezeichnet w urde,
heraus. Von der Höhe dieses Rückens erblickt man nach
N, also nach Kalat el Hesa zu, die Kreideplatte in größerer
Ausdehnung, in der unteren Hälfte ihres Abfalles durch die
hellen Kreidekalke, in der oberen durch dunkle Feuerstein¬
lagen gekennzeichnet. Diese Platte endigt nach der Hedschas¬
bahn zu in einem als Landmarke weithin kenntlichen Berg¬
vorsprung. Die Abdachung von dem Rücken Kasr el Bint
zur Bahn und darüber hinaus w'ird von fluviatilen Ab¬
lagerungen gebildet, in die sich das Wadi er Retem 5 bis
8 m tief, zum Teil bis auf den Kreideuntergrund einge¬
schnitten hat, und die nach N zu augenscheinlich an Mächtig¬
keit zunehmen.

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45 _

Die Kreidekalke sind meist gelbliehwetß, im Wadi auch
rosa gefärbt, und stark zerklüftet, wobei die Klüfte nicht
selten von Kalkspat erfüllt sind. Die Schichten fallen flach
nach SO, zum Teil auch nach SSW; die Klüftung streicht
zwischen N— S und NW — SO. Aus einem Brunnen, etwa
300 m südlich der Bahnstation, am Bande des Wadi waren
zur Zeit meines Besuches (12. bis 15. März 1918) dunkel¬
graue bituminöse Kreidemergel gefördert, in denen
ich außer Baculites sp. vor allem Pecten obrutus Conr.
(= farafrensis Zitt.) feststellen konnte. Nach den Aus¬
führungen von Blanckenhorn ist dieser Pecten in Ägypten
und Palästina im oberen Teile der Champagne- Stufe und
in der ganzen Dänischen Stufe verbreitet16). Im vorliegenden
Falle möchte ich eher an Schichten vom Alter der oberen
Champagne-Stufe, also an oberstes Senon, denken als an
die Dänische Stufe.

Die Schuttfläche westlich vom Rücken Kasr ei Bint,
ist nicht mehr ganz so von Vegetation entblößt wie die
Kreidefläche, denn sie wird von zahllosen flachen, mit
niedrigen Wüstenbüschen bestandenen Rinnen durchzogen,
die offenbar den Zug der, wenn auch seltenen, Regenwässer
bezeichnen und, von höherer Stelle gesehen, ein sehr an¬
schauliches Bild von der Wirkung der Flächenspülung geben.
Das Wadi er Rotem ist in diese Schuttfläche in der Haupt¬
sache von S nach N mit scharfen Rändern eingeschnitten
und wird bei Km 397,2 von der Bahn überschritten. Haupt¬
sächlich nördlich der Bahn sind die fluviatilen Schichten
in den Wadiwänden gut aufgeschlossen, und zwar zu unterst
als Schotter mit Kreuzschichtung, höher als kalkige Schotter-
lelimo und reine kalkige Lehme, insgesamt über 8 m mächtig.
Die Schotter sind ganz gewöhnlich zu fester Nagelfluh ver¬
kittet, deren kieselige Bestandteile meist mit Wüstenlack
überzogen sind. Sie enthalten außer Feuersteinen teilweise
große Blöcke von Basalt und eine poröse vulkanische
Schlacke, die wohl von S her transportiert sind, denn, wie
mir Meissner Pascha in Damaskus freundliehst mitteilte,
erstreckt sich zwischen Djuruf und Aneze ein Lavarücken,
Et Tawil genannt, und bei Aneze sollen zwei vulkanische
Stellen bekannt sein (Blanckenhorn gibt auf seiner geo¬
logischen Karte von Aneze ebenfalls Basalt an). Weitere
Bestandteile der Schotter sind braune Kalksteine, Arkose-
quarzite und eingekieselte Sandsteine, über deren Zugehörig-

16) Diese Zeitsclir. 67. 1915, Monatsber. S. 187 ff.

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keit und Herkunft ich kein Urteil habe. Das Schichten¬
profil im Wadi er Betern dürfte wohl vom Diluvium bis
zur Jetztzeit reichen, insofern als die tieferen Schotter
jedenfalls bereits als diluvial anzusehen sind, während die
Lehme sicher der Jetztzeit angehören.

Die Profilform des Wadi innerhalb seiner Ufer gestattet
mehrfach, ein Hochwasserbett von dem gewöhnlichen Bett
zu unterscheiden, indem letzteres durch eine 1 bis 2 in hohe
Stufe, oft von fester Nagelfluh, gegen das weitere Bett
abgesetzt ist. Die Sohlenbreite des gewöhnlichen Bettes
beträgt innerhalb der Kieide südlich der Bahn etwa 12 bis
15 m, während sich innerhalb der fluviatilen Schichten nur
wenig unterhalb das Hochwasserprofil auf 60 bis 100 m
erweitert. Das läßt einen Schluß zu auf die gewaltigen
Wassermassen, welche zu Zeiten durch dieses Profil ab-
kommen und deren Höchstmaß naturgemäß Profil und Trans¬
portleistung bestimmt. Tamarisken sind im Wadi häufig.

Die für die Wüste bezeichnenden Windwirkungen, wie
die Bildung von Stichlöchern und Galerien, sind ganz
gewöhnlich an der Westwand des Wadi zu finden, ein
Zeichen, daß vorwiegend östliche Winde tätig sind. Am
15. März 1918 erlebte ich hier allerdings einen aus W bis
SW wollenden Sandsturm, der die ganze Gegend in Finsternis
hüllte. Aus der Ausblasung der feineren Bodenbestandteile
und der dadurch bedingten Anreicherung des groben Schutts
erklären sich auch die Feuersteinsehuttflächen im Bereiche
der Kreide und der Schotterreichtum auf den Flächen der
fluviatilen Bildungen.

Schlußwort.

Durch ihre Beiträge oder ihren Rat haben folgende
Herren die vorliegende Arbeit bereichert oder unterstützt:
J. Boehm, Finckh, Gothan, Janensch, Pompeckj, Rauff,
Hub. Schmidt, Weissekmel, Wieoers. Ihnen allen gebührt
mein herzlichster Dank. Schließlich sei noch bemerkt, daß
die Originale, überhaupt das ganze Fossil- und Gesteins-
material, soweit es gerettet ist, in der Sammlung der
Preußischen Geologischen Landesanstalt zu Berlin auf¬
bewahrt werden.

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Palaeontologischer Anhang.

I. Über einige neue Spongien aus der Kreide
von Aleppo.

Von Herrn H. Rauff, Berlin.

(Hierzu Tafel IV.)

1. Plychocalyptra Koerti Rff., n. g., n. sp., Tat. IV, Abb. 1.

Es liegt kein vollständiges Exemplar, sondern nur ein
in weiße Sch reibkreide eingebettetes Fragment von etwa
0 X 3 X 2 cm Größe vor, das einen sicheren Schluß auf die
ursprüngliche Gestalt und Größe der Spongie nicht er¬
laubt. Wahrscheinlich war sie im allgemeinen Umriß
knollenförmig, aus gewundenen Blättern zusammengesetzt,
paragasterlos.

Das dietyonine Skelett bildet eine blattartig dünne
Wand, die schnell wechselnd so hin und her gefaltet ist
unter Verwachsung zusammentreffender Faltenteile, daß
dadurch ein unregelmäßiges System rundlicher, ge¬
wundener, offener Röhren und dazwischen liegender Lücken
entstanden ist1). Die Röhren sind 4 — G mm weit. An¬
scheinend größere Lücken, in denen die weiße Kreide das
Skelett durchbricht, sind wohl erst nachträglich durch
Zerstörung von Skelettbrücken entstanden.

Das Bruchstück zeigt an einer Seite (links in Abb. 1)
eine etwa 2 cm lange, ungebrochene Randlinie, an der das
Skelett verdichtet zu sein scheint. Sie macht den Ein¬
druck, als ob hier noch eine ursprüngliche Begrenzung des
Spongienkörpers vorliegt.

Die Skelettwand ist sehr dünn; sie besteht nur aus
einer einzigen Lage von Hexactinen, deren Tangentialarme
ein regelmäßiges Gitterwerk mit quadratischen und sub¬
quadratischen Maschen bilden. Radialstrahlen fehlen, aber
offenbar nur deshalb, weil sie abgebrochen sind. Sie
werden auf jedem Gerüstknoten auf beiden Seiten der
Wand als frei vorspringende Zapfen gesessen und die ur-

*) Das ist ein Cavaedialsystem. Vgl. Rauff, Paläospon-
giologie, Palphica 40, S. 127, 136.

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sprüngliche Wanddicke bestimmt haben, die etwa ijinm
betragen haben mag.

Das jetzt vorliegende Gitterwerk hat unförmlich dicke
Arme und plumpe Knoten. Die Armdicke wurde zu 0.19
bis 0,23, die Knotendicke zu 0,3 bis 0.42 mm bestimmt.
Doch sind das keine spezifischen Werte; denn sie beziehen
sich nicht auf die wahren Skeletteile, sondern nur auf
Umrindungen dieser. Was jetzt als Skelett erscheint, sind
nur Hülsen aus feinschaumig porösem Eisenocker, die, kon¬
kretionärer Entstehung, das Kieselgerüst eingeschlossen
hatten. Dieses selbst ist herausgelöst worden, und nur
die hohlen Futterale aus Eisenhydroxyd sind übrig
geblieben. Die jetzt vorhandenen Gerüstarme werden von
zylindrischen, sich in den Knoten erweiternden Längs-
kanälen durchzogen, die an Stelle des ursprünglichen Kiesel¬
skeletts getreten sind und durch ihre Weite dessen Arm¬
dicken angeben. Daß diese Längskanäle nicht etwa die
erweiterten Axenkanäle der Hexactine sind, geht daraus
hervor, daß sich die Ockerhülsen unter dem Mikroskop
deutlich als vereisenter Kreideschlamm mit seinem Inhalt
an allerhand Foraminiferen, namentlich Textularien und
Globigerinen, erweisen, und daß einige Stellen aufgefunden
w’urden, wo der Längskanal einen feinen, ebenfalls aus
Ocker bestehenden axialen Faden enthielt, der je als Se¬
dimenterfüllung eines Axenkanals gedeutet wurde. Die
Weite glattwandiger Längskanäle in den Ockerhülsen wurde
zu 0,05 bis 0,06 mm gemessen; andere Kanälchen, bis
0,11mm weit, hatten rauhere oder zerfressene Wände,
so daß nur aus den geringeren Weiten auf die ursprüng¬
lichen Dimensionen der kieseligen Skelettarme geschlossen
werden kann. Der Abstand der Knotenmitten, an dem
durch die sekundäre Umkrustung natürlich nichts geändert
ist, schwankt zwischen 0,43 und 0,75 mm und beträgt im
allgemeinen 0,5 bis 0,6 mm (im Mittel aus 37 Messungen:
0,58 mm), so daß auf Vs qcm etwa 75 Maschen kommen.

Die Knoten der Hexaktine waren dicht, undurchbolirt.
Die Spongie gehört also zu den Dictyonina hcxactinoaa2).
Nach ihrem Faltenbau und ihrer einschichtigen Skelett¬
wand mit dem regelmäßigen Gittergerüst erinnert sie zu¬
nächst an Calyptrella Bcrtae Schramm.3), die in zwei
Exemplaren aus der Quadratenkreide von Oberg bei Peine

2) Vgl. Schrammen. Palphica, Suppl. V, S. 208, 264.

*) Schrammen, Palphica, Suppl. V, S. 307; t. 33, f. 7, 8.

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in Hannover bekannt geworden ist. Aber Calyptrella ge¬
hört zu den Dictyonina lychnicosa. Lychniske waren aber
in der syrischen Form nicht aufzufinden. Auch ist das
Skelett von Calyptrella viel zarter und dichter, während
das von Ptychocalyptra mit seinen 0,05 mm dicken Armen
und seinen weit von einander abstehenden Knoten zu den
groben und großmaschigen Gerüsten gehört.

Unter den Hexactinosa kommt die rezente Gattung
Farrea Bowerb. zur Vergleichung in Betracht4), die nach
Schrammen schon im Senon auftritt5). Auch bei ihr
besteht die Wand zum Teil nur aus einem einschichtigen
Netz mit quadratischen Maschen und bildet ein System
verzweigter und anastomosierender Röhren5). Und auch
hier kommen mehr grobe Skelette vor6).

Alter und Facies: Senon; Schreibkreide.

Vorkommen: Aleppo, Brunnengrabung bei den Kasernen
an der Alexandrette-Straße.

Anzahl der untersuchten Stücke: 1.

Das Original liegt in der Sammlung der Preußischen
Geologischen Landesanstalt zu Berlin.

2. C erios ymplegma chalybonense Rff., n. g., n. sp. Taf. IV,
Abb. 2—10.

{xrrfjcov Wabe; <pjyrMxzty ineinander schlingen; «To/irlsf/z« Ver¬
flechtung, Verschlingung. Chaleb, gräzisiert Chalybon, der
alte Name für das heutige Haleb oder Aleppo.)

Aus den vorhandenen, in Schreibkreide eingebetteten
Bruchstücken ist kein sicherer Schluß auf die ursprüng¬
lichen allgemeinen Formen und äußeren Umrißliriien zu ziehen.

Das Skelett bildet eine dünne, von Querkanälen durch¬
brochene, nach vielen Richtungen hin und her gefaltete
Wand, deren Faltenteile sich schleifenartig durchkreuzen
(Abb. 6), sich umschlingen, umschachteln (Abb. 3, 4). o 1er auch
zu offenen oder geschlossenen Röhren verwachsen (Abb. 8, 9).
Diese bis über 10 mm starken Röhren liegen, von den Falten
umhüllt, teils im Innern des Körpers, teils bilden sie
außen blindsackartig schlauch- oder taschenförmige Vor-

4) Vgl. F. E. Schci.tze. Challenger-Reports. Zool. 21, 1887;
S. 276; t. 71, 72.

*) Strkammex. Palphica, Suppl. V, S. 209; t. 28, f. 4 — 7.
ej F. E. Schulze. Challenger-Reports. Zool. 21, 1887: t. 76,
f. 4, 5: Farrea (?) sp. mit Armdicken von 0,075 — O.llmrn
und Abständen der Knotenmitten von 0,32—0,515 mm in dem
sehr regelmäßigen Skelettnetz.

Zeiuchr. d. D. Geol. Ges. 1924. 4

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stülpungen der Wand (Abb. 2, 3). Paragaster und Oscula
fehlen. Die Faitenlängen (von der zentralen bis zur proxi¬
malen Umbiegung einer Falte gemessen) betragen bis zu
3 cm, die Weiten zwischen den beiden ein und dieselbe
Falte bildenden, parallelen oder subparallelen Faltenwänden
bis zu 8 mm.

Die Wand ist bis 1,5 mm, durchschnittlich etwa 1 mm
dick und bienenwabenähnlich von regelmäßig nel>eneiii-
anderstehenden hexagonal prismatischen Zellen oder „Ra-
dialtuben” rechtwinklig zu den parallelen Wandflächen durch¬
setzt (Abb. 2, 7 usw.). Die Zellenquerschnitte sind — wenn
man sich die Dicke der die Tuben umrahmenden Wände
auf 0 reduziert denkt — 0,5 bis 1,65, zumeist 0,8 bis
1 mm weit; die Scheidewände, die aus dem Kieselskelett
aufgebaut waren, sind 0,1 bis 0,2 mm dick7). Jetzt be¬
stehen die Tubenwände aus schaumig feinporösem Ocker.
Aber das Skelett darin ist nicht mehr aufzufinden; der Er¬
haltungszustand ist noch viel ungünstiger als bei der be-
schriel)enen Ptychocalyptra. Bei dieser ist das eigentliche
Skelett zwar verschwunden, aber durch Umhüllungspseudo-
morphose ist ein neues entstanden und an seine Stelle
getreten, das das Bild des ersten Gerüstes, in vergröberter
Form, aber immer noch spezifisch kennzeichnend wieder¬
gibt. Im vorliegenden Falle aber sind alle (wahrscheinlich
sehr kleinen) Maschenräume des Gitterwerks mit Eisen¬
hydroxyd vollständig ausgefüllt, und das Skelett selbst
ist ebenfalls verockert. Im ersten Falle liegt also eine
hypostatische, im zweiten eine metasomatische Pseudo-
morphose vor, in beiden Fällen zugleich eine Metasomatose
des einbettenden Kreidesedimentes, die bei Ptychocalyptra
auf eine den Spikulen zunächst anliegende Hüllzone be¬
schränkt ist, bei Ceriosymplcgma dagegen die gesamte in
den Tuben wänden steckende Sedimentmasse ergriffen hat.
Daher diese nun unter dem Mikroskop einen gleichmäßig
feinlöchrigen Ocker zeigen, worin das Gerüst untergegangen
ist. Alle Bemühungen, es an irgendwelcher Stelle der
Tubenwändo aufzufinden, waren vergeblich (ein negatives
Ergebnis, das auch von anderen vereisenten Spongien-
skeletten bekannt ist).

Obwohl also ein Skelett noch nicht beobachtet worden
ist, kann doch an der Spongiennatur von Ccriosymplcgma

7) Z. T. durch nachträgliche Überkrustung bis zu 0,35 mm
verdickt.

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und der Zugehörigkeit zu den Dictyoninen kein Zweifel
bestehen. Formen und Eigentümlichkeiten der .Wand lassen
sogar den Schluß auf eine nahe Verwandtschaft der Spongie
mit Aphrocallistes Gbay zu, eine rezente Gattung, die aber
nach Schrammen mit mehreren Arten auch schon im (nord¬
deutschen) Senon vorkommt8). Aphrocallistes hat ebenfalls
die dünne, wabenartig durchlöcherte Spongienwand ; für
eine Anzahl ihrer Arten sind die handschuhfingerförmigen
Ausstülpungen (ohne Oscula) kennzeichnend, während bei
dem rezenten Aphrocallistes vastus F. E. Schulze die Wand
wie ein Wellblech, aber tief hin und her gefaltet ist9).

Die Radialtuben stellen die Aporrhysen des Skeletts
dar, während zwischen dem Gitterwerk der Tubenwände
die Epirrhysen lagen.

Aphrocallistes gehört zu den Dictyonina hexactinosa
(mit vollen Kreuzungsknoten). Auch Ceriosymplegma wird
deshalb dahin zu stellen sein

Ein Kreidestückchen enthält den rostigen Abdruck einer
kleinen, stilförmigen Wurzel, aus der sich ein zierlicher
Becher entwickelt (Abb. 10)10). Die Wurzel, deren unterster
Teil fehlt, ist bei 2 mm Dicke noch 8 mm lang, der 7 mm hohe
Becher — oben abgebrochen, mit kreisförmigem Rand von
4,5 mm Durchmesser — hat eine 0,5 mm dicke, von hexa¬
gonalen Radialtuben durchbrochene Wand. Die Zellenquer-
schnitte dieser Wand sind durchschnittlich 0,68 mm weit
(Mittel aus 9 Messungen). Wahrscheinlich liegt hier, da
die Masse gut zu denen von Cer. chalyb. passen, die Jugend¬
form der Art, oder einer von mehreren Ankerapparaten
vor, womit die Spongie festgeheftet war11).

Alter und Facies: Senon; Schreibkreide.

Vorkommen : Aleppo. Brunnengrabung bei den Kasernen
an der Alexandrette-Straße.

Anzahl der untersuchten Stücke: 12 Fragmente.

Die Originale liegen in der Sammlung der Preußischen
Geologischen Landesanstalt zu Berlin.

3. Spongia hexactin ellida gen. ind., sp. ind. Taf. IV, Abb. 11.

Eine dünne Wand bildet durch mäandrische Faltung
und Verwachsung sich berührender Faltenteile anastomo-

8) Schrammen. Palphica, Suppl. V, S. 219 ff.

9) F. E. Schulze. Challenger-Reports. Zool. 21. 1887, S. 317;
t. 85, f. 1.

10) Vgl. die Erklärung zu Taf. IV, Fig. 10.

n) Vgl. die Wurzeln in den Figuren bei Schrammen, Palphica,
Suppl. V, t. 27, f. 2; t. 31, f. 7; t. 33, f. 8; t. 40, f. 8.

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sierende Röhren und dazwischenliegende Lücken. Dieser
Bau ist kranzförmig um einen skelettfreien Teil angeordnet.
Der Kranz hat einen äußern Durchmesser von etwa 20,
eine innere Weite von 8 mm. Die Röhren sind etwa 3 mm
stark bei einer Wanddicke von >/s bis 1 mm.

Auf die allgemeine Form der Spongie ist aus dem
vorhandenen Fragment kein Schluß zu ziehen. Das Skelett
ist mit den dazwischenliegenden Maschenerfüllungen ebenso,
wie vorher beschrieben, vollständig verockert und dadurch
vernichtet worden.

Der erhaltene Rest erinnert an gewisse Kreide¬
schwämme, die Schrammen zu der rezenten Gattung Peri-
phragella 1S) gezogen hat.

Alter und Vorkommen wie bei 1 und 2.

Anzahl der untersuchten Stücke: 1.

Original in der Sammlung der Preußischen Geologischen
Landesanstalt zu Berlin.

Kann man, so läßt sich fragen, die unter 1 und 2 be¬
schriebenen Arten nicht zu Farrea und Aphrocallistes stel¬
len? Dazu ist zu bemerken, daß die Diagnosen für diese
beiden Gattungen nach den Merkmalen der lebenden Ver¬
treter aufgestellt sind. Zu diesen Merkmalen gehören in
erster Linie auch Eigentümlichkeiten des Skeletts, im
Innern der Leibeswand wie an den Grenzflächen. Nun
kennen wir aber das Skelett unserer Ptychocalyptra nur
sehr unvollkommen, das von Ceriosymplegma überhaupt
noch nicht. Wollte man also die neuen Formen zu Farrea
und Aphrocallistes ziehen, so würde man ihnen damit be¬
stimmte Eigenschaften beilegen, ohne zu wissen, ob sie
sie besitzen oder nicht. Deshalb erscheint es zunächst
richtiger ihnen, um sie überhaupt in der gebräuchlichen
Weise systematisch unterscheidend zu bezeichnen, auch
besondere Gattungsnamen zu geben. Dagegen w'ird es erlaubt
sein, Ptychocalyptra in die Familie der Eurctidar. F. E.
Schulze, zu der auch Farrea gehört, Ceriosymplegma in die
der Aphrocallistidac Schulze einzureihen.

,s) Schrammen. Palphica, Suppl. V, S. 214.

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Tafelerklämngen sn Tafel IV.

Die Skelette sind aus dem Kreidegestein ein wenig heraus -
geätzt worden. Sie vollständig herauszulösen, war unmöglich, weil
sie in einen sehr feinmulmigen Ocker umgewandelt sind, der
bei der Ätzung, auch wenn man nur ganz schwache Säure an¬
wendet, auseinanderfällt, überdies schon bei der leisesten Be¬
rührung gewöhnlich zu Staub zerdrückt wird.

Alle Figuren in Vi Größe. Man betrachte die Skelettbilder
unter der Lupe.

Abb. 1. Ptychocalyptra Koerti Rff. — S. 47.

Die Oberseite des Kreidestückes, auf der die Skeletthaut sitzt,
ist eine unregelmäßig bucklige, seitlich teils steil, teils sanfter
abfallende Gesteinsloslösungsfläche. Ihr Verlauf wird durch die
gewundene, gefaltete oder auch röhrig verwachsene dünne, ur¬
sprünglich von Sediment ganz umhüllte Skelettwand bestimmt,
an der die Trennung des vorliegenden Bruchstücks vom Gegen¬
stück erfolgt ist.

Die größeren hellen rundlichen Lücken im Skelett sind die
Querschnitte der röhrig verwachsenen Wandfalten. Stellenweise
sind mehrere solcher Querschnitte infolge Skelettzerstörung zu
den unregelmäßig umrissenen größten Lücken zusammengeflossen.

Abb. 2 bis 10. Ceriosymplegma chalybonense Rff. — S. 49.

Abb. 2. Medianer Längsbruch durch handschuhfingerartige Aus¬
stülpungen der wabenartig durchlöcherten Skelettwand. — Von
a bis a1: größte beobachtete Länge der Ausstülpungen, b, b,
b: sehr dünne, die inneren Fingerenden verbindende Skcletthaut,'
deren weiterer Verlauf und Anteil am ganzen Skelettbau nicht
aufzuklären war.

Abb. 3. Querschnitt einer dünnwandigen Röhre (inmitten), von
einer hin- und hergefalteten, normal dicken, aber von relativ
engen Zellen (Radialtuben) durchsetzten Skelettwand umschlossen.
— Bei a annährend median aufgebrochene Ausstülpung mit
Blindende und Ansicht der Innenfläche. Die Zellen im Blindende
nachträglich durch Ocker und dessen Zerreibsei verklebt und
verwischt.

Abb. 4. Ähnlich wie in Abb. 3: Umrahmung einer engen
zentralen Röhre durch eine umlaufende Skelettwand.

Abb. 5. Schleifen- und ringförmige Querschnitte durch die
mäandrisch gefaltete Wand. — Bei a Blindende einer jungen,
knospenhaften Ausstülpung.

Abb. 6. Berührende und durchkreuzende Verwachsung einer
inneren Röhre mit umrahmenden "Wandschleifen : Querschnitt.

Abb. 7. Oberfläche, oder Tangentialschnitt eines Wandteils;
zeigt die wabenartige Zusammensetzung der Skelettwand aus
polygonalen Zellen (Radialtuben), die hier den größten beob¬
achteten Durchmesser aufweisen.

Abb. 8 und 9. Ring- und languettenförmige Schnitte durch
röhrenförmige und gefaltete Wandteile.

Abb. 10. Kleiner, gestielter (aas photographischen Gründen mit
der Wurzel nach oben gestellter) Becher. — s. : aus feinen
Fäden bestehender Stiel des Bechers. Vgl. S. 51.

Abb. 11. Spongia hexactinellida , gen. ind., sp. ind. — S. 51.

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II. Fische aus dem Dysodil des Wealden
vom Libanon.

Von Herrn W. Janensch in Berlin.

Herr Prof. Dr. Koert vertraute mir vier kleine Fische
aus dem Dysodil der Westseite des Dachr el Harf im
Libanon zur Bearbeitung an. Von diesen Fischen gehören
drei einer Art der Gattung Pleuropholis an, während ich
den vierten mit Vorbehalt der Gattung Thrissops anreihe.
Da eine artliche Zusammengehörigkeit dieser beiden Formen
mit Arten anderer Fundstellen nicht erweisbar ist, so bieten
sie für eine genauere Horizontvergleichung keine Hand¬
habe. Beide Gattungen sind aus Oberem Jura und Unterer
Kreide bekannt geworden.

Pleuropholis Koerti n. sp.

Das größte (A, Abb. 5) der drei Exemplare, die mit
den ersten drei Buchstaben des Alphabets bezeichnet seien,
ist vollständig erhalten bte auf die anscheinend fehlende

Abb. 5. Pleuropholis Koerti n. sp. */i nat- Größe
Der Kopf ist unvollständig und unklar erhalten. Die z. T. etwas
unregelmäßig gelagerten Flossenstrahlen sind gerade gestreckt
gezeichnet. Die medianen dorsalen Schuppen liegen in der
Schieferebene flach ausgebreitet. Die Schuppen der vorderen
Bauchpartie und des Schwanzabschnittes, deren Grenzen infolge
zahlreicher Brüche vielfach nicht klar erkennbar sind, sind
z. T. etwas schematisiert und mit mutmaßlicher Umgrenzung

eingetragen.

vorderste Schädelpartie; es hat eine Gesamtlänge von 44 mm
bei 11 mm größter Höhe des Rumpfes. Vollständig bis auf
den unklar und wohl gleichfalls nicht vollständig erhaltenen

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Schädel ist auch Exemplar B mit einer Länge von etwa
37 mm und etwa 91/2 mm größter Höhe. C ist größtenteils
nur als Abdruck erhalten und hat eine Länge von etwa
37 mm und eine größte Rumpfhöhe von etwra 11 mm. Inwie¬
weit durch Zusammendrückung die allgemeine Körperform
gestört ist, ist nicht mit Sicherheit festzustellen; jedenfalls
ist das ersichtlich, daß das Verhältnis von Höhe und Länge
eine nicht besonders schlanke Form bedingte.

An den Schädeln ist leider nicht viel zu erkennen. An
dem von einem breiten Riß durchsetzten Schädel von A zeigt
sich eine große gerundete, dreiseitige Fläche, in der der Oper-
kularapparat enthalten sein muß, innerhalb der aber nur ein
schmales Suboperculum mit einiger Sicherheit abgrenzbar
erscheint. Von der Orbita ist nichts bemerkbar. Auch von
Kieferknochen ist nichts erkennbar; sie scheinen zu fehlen.
Dagegen sind ventral Kiemenstrahlen sichtbar. Die ganze
vordere Schädelpartie fehlt offensichtlich. Die beiden
anderen Stücke bieten über den Schädel keinerlei Aufschlüsse.

Bei A und B ist die ziemlich hoch ansetzende Brustflosse
sichtbar, sie ist dem Schuppenpanzer aufgepreßt. Bei B
stellt sie einen Fächer von etwa 1/3 »Kreisschnitt dar. Die
Strahlen gabeln sich distalwärts; ihre Zahl ist nicht mit
völliger Klarheit zu ermitteln, sie scheint etwa 17 zu be¬
tragen. Ihre größte beobachtete Länge beträgt bei B etwa
41/2 mm, bei A, bei dem nicht alle Strahlen erhalten sind,
gegen 6 mm. Die Bauchflossen sind klein und schmal und
scheinen nur sechs Strahlen zu enthalten, deren größte
Länge bei A 4 mm, bei B etwas weniger beträgt. Die
Afterflosse ist klein und kurz, sie besteht anscheinend nur
aus sieben distal sich teilenden Strahlen von höchstens 4jbis
41/2 mm Länge; der erste Strahl läßt bei B über einem
kräftigen, langen unteren Glied zwei Fulkren erkennen. Der
Abstand zwischen After und Schwanzflosse beträgt etwa
4 mm. Die kleine Rückenflosse sitzt genau über der After¬
flosse, sie besteht anscheinend aus sechs sich teilenden
Strahlen von maximal etwa 5 mm Länge (A), deren erster
sich bei A als kräftiger Dorn darstellt. Die mäßig große,
ziemlich schmale Schwanzflosse ist ziemlich gradlinig ab¬
gestutzt; sie weist neun distal vierfach zerteilte Strahlen
auf, deren längste, untere etwa 81/2 mm Länge (A) haben.
Der oberste Strahl besitzt zwei, der unterste drei Fulkren.
Drei der mittleren Strahlen weisen bei A in der Mitte ihrer
Länge knotenartige Anschwellungen auf, die als anomale,
pathologische Bildungen anzusehen sein dürften.

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Die Beschuppung besteht in wohlausgebildeten G&noid-
schuppen. Infolge zahlreicher Brüche durch die Schuppen
ist deren Umgrenzung vielfach nicht klar festzustellen.
Sicher lassen sich bei A und B 20 von der Dorsalseite
bis zur Ventralseite durchgehende, quer verlaufende
Schuppenreihen feststellen; es folgen darauf noch drei Reihen,
die das in den oberen Schwanzlappen hineinreichende Körper¬
ende bekleiden. Ferner liegen unterhalb und vor der Brust¬
flosse noch etwa sieben weitere, in ihrer Zahl nicht sicher
festzustellende, kurze, quer ventrale Schuppenreihen.

Auf den Körperseiten haben die Schuppen die für die
Gattung Pleuropholi* bezeichnende, sehr hohe, schienenartige
Form. Die einzelne Schiene hat bei A etwa 0 mm Höhe,
also etwa die halbo Höhe des Rumpfes, und ist in etwa
1 mm, am ventralen Ende in etwa X 14 mm Breite frei
sichtbar. Bis etwa zur zehnten Schuppenreihe einschließlich
haben die Schienen diese Höhe, dann werden sie etwas
niedriger. Etwa von der fünfzehnten Schuppenreihe ab treten
an Stelle je einer hohen Schienenschuppe zwei entsprechend
niedrigere. Dorsal von jeder Schiene liegt nur eine kleine
rhombische Schuppe; darüber folgt, in die Ebene der Schiefer-
flache gedrückt, eine mediane Reihe von ziemlich breiten
Schuppen, die nach hinten konkav eingebogene Ränder auf¬
weisen, eine Eigenschaft, die im Verlaufe der Dorsallinie
von vorn nach hinten bis an die Rückenflosse sich stärker
ausprägt. Ventral von der Schienenreihe sind im vorderen
Rumpfteil zahlreiche niedrige Schuppenreihen vorhanden,
deren Zahl nicht sicher zu ermitteln ist, die aber im Maximum
mindestens elf auf jeder Seite zu betragen scheint. Diese
Zahl vermindert sich caudalwärts stark, beträgt in der
Gegend der Ventralflosse etwa sieben und hinter der Anal¬
flosse anscheinend nur noch zwei. Im Rumpfabschnitt haben
diese Schuppen schmal rhombische Form, mit schwacher
Rundung des unteren Randes. Im Schwanzteil ändert sich
bis zur Schwanzflosse die Gestalt der ventralen Schuppen
zu einem ausgeprägten Rhombus um. Alle Schuppen und
Schienen sind glatt und skulpturlos, ihre sichtbaren Ränder
sind glatt. Der Verlauf der queren Schuppenreihen ändert
sich von vorn nach hinten. Im vorderen Rumpfteil sind
die Schienen gegen die Längsachse unter einem Winkel
von etwa 70° gestellt, dorsal zeigen sie eine schwache Ver¬
biegung nach vorn, ventral biegt die in der Verlängerung;
einer Schiene liegende Querreihe kleiner Schuppen stark
nach hinten ein. Dieses Verhältnis ändert sich caudalwärts

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in dem Sinne, daß die ganze Schuppenreihe schräger, und
zwar etwa von den Ventralflossen an, unter einem Winkel
von etwa 45°, fast ganz gleichsinnig gerade verläuft Es
macht den Eindruck, als wenn bei Exemplar A im Rumpf¬
abschnitt die unteren Schuppenreihen wenigstens zum Teil
etwias zusammengeschoben sind, wodurch ihr unbedeckter
Teil etwas zu niedrig würde. Der Seitenlinie dürften feine
Poren zuzurechnen sein, von denen eine in halber Höhe
des Schwanzteiles unmittelbar vor der Schwanzflosse eine
Schuppe durchbohrt und eine zweite in einer Schuppe der
dritten Reihe von unten, also beträchtlich unterhalb der
halben Flankenhöhe, etwa über dem Hinterende des An¬
satzes der Bauchflosse zu beobachten ist Das würde für
eine tiefe Lage der Seitenlinie sprechen.

Bei der Bestimmung muß in erster Linie die charakte¬
ristische Beschuppung leiten. An Ganoidfischen mit seitlichen
Schienenschuppen sind die drei Gattungen Pholiäopleurus,
Peltopleurus und Pleuropholis bekannt geworden. Pholi -
dopleurus aus den Raibler Schichten kommt wegen
des Mangels der Bauchflossen und der langgestreckten
Form der After- und Rückenflosse nicht in Frage. Bei
Peltopleurus steht die Rückenflosse vor der Afterflosse; bei
ihm verläuft die Seitenlinie oberhalb der halben Flanken¬
höhe, bei den Fischen vom Libanon dagegen offenbar,
wie bei Pleuropholis (cf. A. S. Woodward, Oatal. foss.
Fishes III. 1895, S. 483) viel tiefer. Bezüglich der Stellung
der Flossen zeigen diese ebenfalls gute Übereinstimmung mit
der Gattung Pleuropholis , von der eine Reihe von Arten
aus den lithographischen Schiefern Süddeutschlands, aus den
Plattenkalken von C e r i n , aus dem Oberen Jura von Bran-
villiere im Maasdepartement Frankreichs, aus dem Wealden
von Bernissart, -wie aus dem Purbeck Englands be¬
schrieben worden ist1). Abgesehen davon, daß alle diese
Arten mehr oder weniger schlanker sind, so weicht unsere
Form von diesen dadurch ab, daß die Flossen, mindestens
die unpaarigen, weniger Strahlen aufweisen, daß sie —

J) Literatur über Pleuropholis: Die ältere Literatur ist von
A. S. Woodward in seinem Katalog der fossilen Fische bei den
einzelnen Arten erwähnt. (Catalogue of the fossil Fishes in the
British Museum. HI, 1895, S. 482—487.)

Neuere Literatur: R. H. Traquoir: Les poissons Wealdiens
de Bernissart. Mem. Mus. Nat. Belg., 1910.

A. S. Woodward: The Wealden and Purbeek fishes. Palaeon-
togr. soe. 71. 1919, S. 113—121.

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soweit die Beschreibungen und Abbildungen jener anderen
bekannt gewordenen Arten von Pleuropholis darüber Auf¬
schluß geben — mit einer geringeren Zahl von Fulkren be¬
setzt sind, daß die Schwanzflosse nicht deutlich zwei¬
lappig, sondern gerade abgestutzt ist, und daß die Zahl der
vertikalen Schuppenreihen wesentlich geringer ist. Es sei
übrigens darauf hingewiesen, daß Pleuropholis Licnardi
Sauvage (Bull. soc. geol. France (III) 11. 1882—83, S. 501,
Taf. 10, Fig. 3) nur eine recht schwach zweilappige Schwanz¬
flosse hat. also in diesem Punkt© der Art vom Libanon
nahe kommt.

Die angeführten Unterschiede scheinen mir nicht schwer¬
wiegend genug, um di© Art vom Libanon von der Gattung
Pleuropholis abzusondern; dagegen ist eine neue Art¬
bezeichnung erforderlich. Ich widme die Form Herrn Prof.
Dr. Koert.

Thrissops sp.

Dem einzigen vorliegenden Stücke fehlen der Schädel
und der vordere Abschnitt des Rumpfes. Die erhaltene
Maximallänge beträgt 29 mm. Die Form des Körpers war
anscheinend etwas gedrungen.

Die Wirbelsäule ist offenbar voll verknöchert; bis zum
Ansatz der Schwanzflosse sind 22 Wirbel erkennbar, deren
in ihrem mittleren Teil kräftig eingezogene Körper im
Schwanz etwa ebenso lang wie hoch sind, weiter vorn aber
etwas höher — bis knapp 1 mm hoch — werden. Auf der
Seitenfläche verläuft, wie an einigen Wirbelkörpern wahr¬
zunehmen ist, ein vorspringender Grat.

Von der linken Brustflosse, die jedenfalls nicht groß war,
ist der proximale Abschnitt nicht erhalten. Erkennbar sind
acht Strahlen. Eigentliche Fulkren sind an dieser und an
allen anderen Flossen nicht vorhanden. Etwa 5 mm hinter
dem Ende der Brustflosse sitzt die sehr kleine, nur gegen
3 mm lange, aus etwa acht Strahlen zusammengesetzte
Bauchflosse, deren äußerste Strahlen die längsten sind. Ziem¬
lich groß ist dagegen die Afterflosse; sie hat dreiseitigen,
von vorn nach hinten stetig sich versch malernden Umriß;
ihre Länge beträgt etwa 7 ty2 min, die längsten Strahlen
messen etwa 5 mm, deren Zahl beträgt etwa 34. Die Lücke
zwischen Afterflosse und Schwanzflosse ist sehr klein, an¬
scheinend nur etwa 2 mm lang. Die unvollständig erhaltene
Rückenflosse beginnt ein wenig vor dem Vorderende der
Afterflosse, sie ist kürzer als diese, etwa 5 mm lang, enthält

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elf bis zwölf Strahlen und nimmt von vorn nach hinten stetig
und stark an Höhe ab. Die nicht große Schwanzflosse
ist in mäßigem Grade gabelig, beide Lappen sind annähernd
gleich groß. Es sind 18 bis 20 distalwärts sich gabelnde
Strahlen vorhanden (die genaue Zahl ist nicht feststellbar),
dazu kommen ventral vorgelagert vier, dorsal anscheinend
fünf oder sechs nach vorn immer kürzer werdende, sich
nicht gabelnde Strahlen. Die Länge der längsten Strahlen
beträgt etwa 8 mm.

Die Schuppen waren offenbar recht dünn; sie sind ver¬
hältnismäßig groß. Der Hinterrand ist, soweit erkennbar,
gerundet und ungekerbt; vorn liegt eine Zone von feinen,
nach vorn etwas divergierenden und sich zum Teil gabeln¬
den, eingesenkten Riefen, deren: Zahl etwa acht beträgt.
Auf der übrigen glatten Oberfläche der Schuppen liegt eine
äußerst feine konzentrische Skulptur. Die Gesamtzahl der
horizontalen Reihen scheint etwa 15 zu betragen.

Das Fehlen des Schädels und des vordersten Rumpf¬
abschnittes macht die sichere Erkennung der Gattungs¬
zugehörigkeit unmöglich. In bezug auf die Größen Verhält¬
nisse und Steilung der paarigen sowie der After- und der
Rückenflosse besteht ziemlich Ähnlichkeit mit der Gattung
Thrissops, z. B. mit Thr. curtus A. S. Woonw. aus dem
unteren Purbeck der Insel Portland bei A. Smith Woodwabd
(Wealden a. Purbeck Fishes. Paläeontogr. Soc. 71. 1909.
Täf. 26, Fig. 1). Bauch- und Rückenflosse scheinen bei
letztgenannter Art kleiner zu sein. Der gesamte Körper¬
umriß des Fisches vom Libanon muß dem der Purbeck-
form recht ähnlich gewesen sein. Auch die Form der Wirbel¬
körper stimmt gut zu der von A. S. Woodward (a. a. O.
S. 136) gegebenen Charakterisierung der Gattung Thris8opn1
besser als zu der von Pachy thrissops (A. S. Woodwakd,
a. a. O. S. 128). Den sonst aufgestellten Arten von Thrissops
steht der Fisch vom Libanon an Größe sehr bedeutend nach;
ob es sich bei ihm um ein unausgewachsenes Tier handelt,
muß dahingestellt bleiben. Nur mit Vorbehalt kann ich ihn
jener Gattung anreihen; von einer Artbenennung sehe ich
in Anbetracht der Unvollständigkeit des Stückes ab.

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2. Typen andiner Kupferlagerstätten.

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 9. Januar 1924.)

Von Herrn Richard Stappenbeck in Werder (Havel).

Die Kupferlagerstätten, die zurzeit im Bergbau Süd¬
amerikas im Vordergründe des Interesses stehen, sind die
Imprägnationszonen mit armen Erzen, die „disseminated
porphyry copper ores“ der Nordamerikaner. Hierzu gehören
die größten bis jetzt bekannten Kupfervorkommen der Welt:
Bisbee, Tintic, Clifton-Morenci, Bingham, Cananea in Nord¬
amerika, Chuquicamata, Potrerillos, El Teniente in Süd¬
amerika.

Das wesentliche an ihnen ist, daß das Erz fein und
unregelmäßig in einem meist stark zerrütteten Eruptiv¬
gesteinskörper verteilt ist, daß diese immer saure oder
intermediäre Gesteine sind, daß in Verbindung mit ihnen
immer metasomatische Erzkörper entstanden sind, ja die
Imprägnation selbst fast stets von einer metasomatischen
Verdrängung gewisser Gesteinsbestandteile begleitet ist.

Bekannt sind derartige Lagerstätten bisher aus Rhyolith,
Granit, Monzonit, Quarzdiorit, Andesit und Porphyrit sowie
aus Sedimenten. Kupferbringer sind wohl immer die sog.
Andengranite oder Andendiorite sowie deren Ergußgesteine,
die Rhyolithe, Andesite usw.

Zu den Imprägnationslagerstätten im Rhyolith gehört
das Vorkommen der Grube Montenegro bei Andalgalä in
Argentinien, wo Malachit und Kupferglanz einen Rhyolith-
tuff imprägnieren. Wirtschaftlich ist dieses Vorkommen
ohne Bedeutung. Hierher gehören ferner die Lagerstätten
von Cerro Verde, Toquepala, Cerro de Paseo zum Teil,
in Süd- und Mittelperu und Choquelimpie in Nordchile.
Wirtschaftlich spielen sie entweder schon eine große Bolle
oder haben eine gute Zukunft.

Cerro Verde bei Arequipa setzt sich $us einem Quarz¬
diorit oder Tonalit zusammen, worüber Rhyolith liegt, der
an Granitporphyr grenzt. Das Kupfererz ist im Rhyolith
verstreut. Die 60 bis 70 m mächtige Oxydationszone hat
Kupfersilikate und Karbonate, darunter folgen angereicherte

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Sulfide. Zwischen 100 und 150 m von der Oberfläche
beginnt dann das primäre Erz, der Pyrit. Der durchschnitt¬
liche Kup fergehalt beträgt 2 bis 2,5 °/o. Bis Ende 1918 waren
mindestens 18 000 000 t Erz nachgewiesen worden.

In Toquepala, nahe an der chilenischen Grenze, treten
große Massen fein verteilten Erzes im Rhyolith auf wie
bei Cerro Verde. Der durchschnittliche Kupfergehalt beträgt
l,9<>/o bei 1 g Gold auf die Tonne. In der Nähe liegt die
Lagerstätte von Quellaveco, wo zerstreutes Kupfererz im
Quarzdiorit und im Rhyolith auftritt. Der Rhyolith hat
den stark zersetzten Quarzdiorit in großen Gängen durch¬
brochen. Erze sind Kupferkarbonat, etwas Kupfervitriol,
sodann Schwefelkies und Kupferkies. Sie enthalten 1,5 °o Cu,
20 g Ag und 1 g Au auf die Tonne1).

Die bekannte Lagerstätte vom Cerro de Paseo gehört
zum Teil auch hierher. Es handelt sich dort um Rhyolith
und seine Tuffe und Agglomerate, worin die Erzgänge auf¬
setzen. Von diesen ist eine Verdrängung der Rhyolith-
masse und ihre Ersetzung durch Pyrit ausgegangen. Diese
Erze mit geringem Gehalt stehen in großer Menge an. In
der Oxydationszone ist das Kupfer ausgelaugt, das Silber
aber angereichert worden. Wahrscheinlich gehört hierher
auch Ferrobamba, südwestlich von Cuzco, wo bisher
25- bis 30 000000 t kuperhaltiger Kiese aufgeschlossen
worden sind. Die Lagerstätte liegt geographisch sehr un¬
günstig.

Choquelimpie in Nordchile ist eine ähnliche Lagerstätte
wie Quellaveco; silberhaltige Kupfererze von geringem Ge¬
halte finden sich massenhaft im Rhyolith verstreut.

Im Andendiorit liegt die Lagerstätte von Las Condes
bei Santiago. Es handelt sich um eine Dioritbreccie, deren
Bindemittel Kupferkies ist. Der durchschnittliche Kupfer¬
gehalt ist 3 bis 40/0, aber reiche Erzanbrüche, deren Gehalt
bis 240/ü steigt, kommen häufiger vor. So soll vor kurzem
eine derartige Erzmasse aufgeschlossen worden sein, deren
Wert auf 12 000000 $ m/c berechnet wird.

Verwickelter liegen die Verhältnisse in Catemu, Bezirk
Putaendo. Dort treten Gänge von Kupferkies mit silber¬
haltigem Fahlerz auf, von denen aus sich metasomatiscb
im Kalk unregelmäßige Taschen und Nester von Schwefelkies,
im Sandstein häufiger Imprägnationen der Schichten mit

x) C. Basadke : Estado actual y porvenir de la industria
minera en los departainentos del sur. Bol. Cuerpo de In-
genieros de Minas del Peru. Nr. 93. Lima.

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Kupferkies gebildet haben. Darunter »liegt Porphyr, und in
dessen Kontakt mit dem Andengranit haben sich ausgedehnte
Massen von fein verteiltem Kupferkies, Kupferglanz und
Kupferindig gebildet.

Die bekannteste und wichtigste Lagerstätte dieser Gruppe
ist die Chuquicamata in Nordchile, die eine der größten
überhaupt ist. In einem stark zerrütteten Quarzdiorit
(Tonalit) finden sich große Massen von Kupfervitriol,
Kröhnkit, Atacamit, Brochantit und Rotkupfererz einge¬
schlossen. Brochantit ist das Haupterz. Oxydations- und
Zementationszone gehen ineinander über. Im Durchschnitt
ist die Oxydationszone 110 m mächtig. Darunter folgen

35.5 m mit Kupferglanz und Brochantit, darunter 17 m
Kupferglanz mit Kupferindig, sodann bis 500 m Kupferkies
mit 2 o/o Cu. Der Durchschnittsgehalt der Kupfererze beträgt
etwas über 2%. Nachgewiesen sind rund 700000 000 t dieses
Erzes2).

Dem Andesit gehört die Lagerstätte El Tenienfee der
Braden Copper Co bei Rancagua an. Die wesentlichen Züge
dieser Lagerstätte hat schon Domeyko vor etwa 80 Jahren
gedeutet3). Es handelt sich um eine Art Explosionskrater
im Andesit, der mit Tuff angefüllt ist. Der Tuff ist im
allgemeinen nicht vererzt. In der Breccie beobachtet man
viel Turmalin. Das Erz sitzt im zersetzten Andesit rund
um den Schlot herum; Kupferkies wiegt vor, daneben Bunt¬
kupferkies, Kupferglanz und sehr wenig Enargit. Nach¬
gewiesen sind etwa 300 000 000 t Erz mit rund 1,5% Cu.

Eine ähnliche Lagerstätte wie die von Chuquicamata
ist die von Copaquiro, wo rund 100 000 000 t Kupfersulfat mit

2.5 bis 3,5% Cu von 10 bis 20 m Mächtigkeit nachgewiesen
worden sind. Diese Grube liegt 4100 m hoch. In der Nähe
liegt das Vorkommen von Huitinquipa, wo 25 bis 30 m
mächtige Schichten mit Dioptas und Chrysokoll imprägniert
sind. Aufgeschlossen sind 6 000000 t mit 3,25% Cu.

Eine Imprägnation von Kupferglanz und gediegen Silber
hat auf der* Grube Cristobal Colon bei Juncal, nahe der
argentinischen Grenze, stattgefunden.

Im Porphyrit treten die Lagerstätten verstreuten Erzes
von San Jose de las Cuevas, lx> Aguirre, Naltagua, Potre-
rillos und Amolanas auf.

Welt.

M. Hochsciiii.d : Studien über die Kupfererzeugung der
J. Domeyko: Jeolojia. Santiago 1903. 65.

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San Jose de las Cuevas liegt auf argentinischem Gebiete,
nahe der Trasandinobahn und fast auf der chilenischen
Grenze. Dort ist Kupferglanz metasomatisch verteilt im
Porphyrit, namentlich sind die großen Plagioklaseinspreng¬
linge verdrängt worden.

In Lo Aguirre bei Santiago tritt im Porphyrit und
von da aus auch im Kalk reichlicher Kupferglanz auf.
Er ist aber nicht so gleichmäßig verteilt, wie es sonst bei
diesen Erzen der Fall ist, sondern bildet Nester. Aufge¬
schlossen sind 6000 000 t Erz mit 1,75 bis 3,5°/o Cu. Be¬
nachbart ist Naltagua, wo Kalkbänke im Porphyrit imprä¬
gniert sind mit Kupferkies und Buntkupfererz. Der durch¬
schnittliche Kupfergehalt beträgt 4°/o Cu.

Fein verteilter Kupferglanz in Porphyrit kommt bei
Ladrillos bei Copiapö vor. Das Vorkommen ist noch sehr
wenig erforscht, ebenso dasjenige von Altamira weiter nörd¬
lich, wo sich gleichfalls erhebliche Massen fein verteilten
Erzes in einem Aupitporphyrit finden sollen.

In Potrerillos bei Pueblo Hundido ist eine Quarzglimmer¬
porphyrmasse in Sandstein, Quarzit und Kalk eingedrungen,
wobei besonders der Kalk metamorphosiert worden ist unter
Neubildung von Granat, Besonders im hangenden Kontakt
ist die Metamorphose sehr kräftig und von einer Imprä¬
gnierung der Sedimente mit Pyrit begleitet gewesen. Die
hauptsächlichste Vererzung hat aber den Quarzglimmer¬
porphyr selbst betroffen. Die oberste Zone enthält oxydische
Erze mit über lo/o Cu; darunter folgt eine schmale Zone
von Oxyden und Sulfiden mit über 1% Cu, sodann Sulfide
mit über H'o Cu. Die Grenze der Bauwürdigkeit mag rund
200 m unter Tage liegen. Aufgeschlossen sind insgesamt
130000000 t Erz mit l,5°/o Cu.

In einem gangartigen Quarzporphyrit Vorkommen finden
sieh bei Amolanas, südlich von Copiapö, ausgedehnte Imprä¬
gnationen von Kupferglanz. Allerdings ist deren Zugehörig¬
keit zu dem Typ der Imprägnationslagerstätten noch keines¬
wegs sicher; Nordenskjöld faßt sie als magmatische Aus¬
scheidungen auf.

Möglichenfalls gehört zu diesem Typ auch die Lager¬
stätte von Natagaima in Kolumbien, wo nach Scheibe4)
Trümmer und Nester von Silber- und goldhaltigem Kupfer¬
glanz und etwas Buntkupferkies, Kupferkies, Fahlerz, ferner

4) R, Scheibe bei Otto Bürger: Kolumbien. Leipzig 1922.
S. 246.

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feine Einsprengungen, Nester und auch große Massen von
gediegenem Kupfer in Porphyriten verschiedener Art als
auch goldhaltiger Kupferkies und Schwefelkies mit Quarz
in den umgebenden Sedimenten auftreten.

Kontaktlagerstätten des Kupfers sind aus der Kordillere
erst wenig bekannt geworden. Ich nenne als solche La
Campana bei Valparaiso, Panulcillo in Nordchile, Tintaya
und Magistral in Peru und Payande in Kolumbien.

Das Vorkommen von La Campana entspricht dem Lager¬
stättentypus von Schwarzenberg5). In Panulcillo treten
zwischen kristallinem Schiefer und Diorit auf der einen,
Granit und Andesit auf der anderen Seite Granatfelsmassen
auf, deren mittlere Breite bei 800 m Länge 50 m mißt,
worin die Erze Kupferkies, Magnetkies und Schwefelkies
senkrechte Zonen und Taschen bilden. Auch im erzbringen¬
den Andesit gibt es Erznester nahe am Granatfels. Der
Kupfergehalt beträgt 5 o/o.

In Tintaya, etwa halbwegs zwischen Arequipa und
Cuzco, tritt am Kontakt von Rhyolith und Kalk eine mit
Hämatit und Kupfererzen imprägnierte Masse auf, worauf
man große Hoffnungen setzt. Die Erze bestehen aus Kupfer¬
silikat und -karbonat, Rotkupfererz, gediegenem Kupfer,
Kupferglanz, Buntkupfererz und Kupferkies6).

In Magistral in Nordperu haben sich längs dem Kontakt
von Andesit und Kreidekalk Erzlinsen mit Kalktongranat,
Kupferkies, Schwefelkies, Magnetkies und gelegentlich etwas
Molybdänglanz gebildet, ebenso finden sich metasom itisch
im Kalk größere Erznester. Der Kupfergehalt steigt bis
12o/o.

In Kolumbien sind bei Payande Einsprengungen von
Kupferkies in kontaktmetamorphem Kalk mit Linsen von
Magnetit vorhanden.

Die Gold-, Silber- und Kupfergänge Chiles hat Möbicke7)
eingeteilt in: I. Gold-Kupfergänge, II. edle Silber-Kupfer¬
gänge, HI. edle Silbergänge mit hohem Goldgehalt, IV. Lager¬
stätten mit Bleiglanz, Zinkblende, Fahlerz, Enargit usw.

Gruppe I ist an saure Gesteine gebunden, Quarz ist die
Hauptgangart, Turmalin ist häufig vorhanden;

5) Mündliche Mitteilung des Herrn Bergingenieurs Dr. A.
Dittmann in Santiago.

6) C. Basadbe, a. a. O.

7) IV. Möbicke: Die Gold-, Silber- und Kupfererzlagerstätten
in Chile. Freiburg 1897.

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Gruppe II ist an basischere Gesteine oder an zumeist
kalkige Sedimente geknüpft. Gangarten sind Karbonate oder
Quarz. Zeolithe treten bisweilen, Turmalin nie auf.

Gruppe III kommt in basischen oder sauren Gesteinen vor.

Gruppe IV tritt in Verbindung mit sauren oder inter¬
mediären Eruptivgesteinen auf.

Diese Einteilung Mörickes besteht noch heute zu Recht,
aber in den seither verflossenen 25 Jahren ist mancherlei
beobachtet worden, woraus hervorgeht, daß alle Gruppen
durch Übergänge miteinander verbunden sind, ebenso mit
Gängen anderer Erze sowie, daß sich mancherlei neue Ge¬
sichtspunkte ergeben für die Genesis, die geographische
Verbreitung und die praktische Beurteilung dieser Gänge.

Die Gold-Kupfergänge gliedert Mjöricke wieder in
eigentliche Goldlagerstätten, worin Gold dem Werte nach
überwiegt, z. B. Guanaco, Andacollö, Inca de Oro, Cachiyuyo
usw. und in Lagerstätten mit reichen Kupfererzen, die in
der Regel einen sehr wechselnden Gehalt an Gold haben,
z. B. Remolinos, Ojancos, Tamaya, Las Condes. Daß Las
Condes nicht unter die Gangvorkommen fällt, habe ich
vorhin schon gesagt.

Es sind hier mehrere Typen zusammengefaßt, die sich
bei näherer Betrachtung zweckmäßig scheiden lassen, näm¬
lich solche Goldkupfererzgänge, die an die Intrusivmassen
der Andengranite und Andendiorite gebunden sind (Batho-
lithe zum Teil) und denen Arsen und Antimon immer fehlen,
und solche, die mit deren Ergußgesteinen verknüpft sind
(Guanaco). Unter den Gängen im Andendiorit haben wir
diejenigen Gänge, auf denen Kupfer nur eine ganz neben¬
sächliche Rollo spielt, der Goldgehalt hingegen bis in große
Teufen reicht. Beispiele dafür 'sind Inca de Oro und Cachi-
yuyo bei Copiapö, San Cristobal bei Antofagasta, wo in
250 m Teufe noch ein Goldgehalt von 150 g/t bekannt ist8),
Tiltil bei Santiago, Caballo Muerto bei Chanaral mit Gold¬
gehalt bis 200 g, Conchi bei Calama, El Espino bei Petorca,
wo 10 bis 15 g Gold auf die Tonne mit nur l°/o Cu zusammen
sind. Der Kupfergehalt dieser Gänge steigt selten über
5o/o, häufig geht der Goldgehalt nur bis zu einer gewissen
Teufe, z. B. in Caballo muerto bis 80 m, dann tritt Kupfer
allein auf. Dieser augenscheinlich primäre Teufenunterschied
ist auch auf anderen Lagerstätten (Inca de Oro, Paposo)
beobachtet worden.

*) Mitteilung des Herrn Bergingenieurs Lossen.

Zeitscbr. d. D. Geol. Ges. 1924. 5

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_ 6G

Weiter treten im Andengranit und -diorit die eigent¬
lichen Kupfergänge Chiles mit gelegentlichem Goldgehalt
auf, der in den oberen Teufen natürlich bisweilen stark
konzentriert sein kann. Im allgemeinen gilt für diese Lager¬
stätten der Erfahrungssatz, daß der Goldgehalt um so
niedriger ist, je höher der Kupfergehalt ist und umgekehrt.
Das Gold dürfte in allen diesen Fällen dem granodioritischen
Magma entstammen; ist es doch schon verschiedentlich in
chilenischen und argentinischen Graniten nachgewiesen
worden. Geographisch finden wir diese Lagerstätten außer¬
ordentlich verbreitet im Küstengebiete von Mittel- und Nord¬
chile, denn liier sind die granodioritischen Bathoiithe durch
die Erosion bereits in beträchtlichem Umfange freigelegt
worden. Sie fehlen aber auch nicht in Südchile (Gänge
von Queucö bei Los Anjeles) und an der patagonischrn
Kordillere (Goldkupfergänge von Maiten im Chubutgebiet)
und sind wahrscheinlich im Gebiete der großen südandinen
granodioritischen Bathoiithe noch weiter verbreitet, aber noch
unbekannt, denn der dichte Pflanzenwruchs des patagonischen
Urwaldes erschwert das Schürfen ebenso sehr, wie es die
Kahlheit der Wüsto in Nordchile erleichtert. In Peru ist
dieser Typ dagegen sehr selten. Das hängt wohl damit
zusammen, daß die großen granodioritischen Bathoiithe noch
in weit höherem Maße von Sedimenten bedeckt sind, so daß
dort nur Lagerstätten aufgeschlossen sind, die an die Erguß¬
formen dieses Magmas gebunden sind. In Kolumbien scheinen
die Gänge in entsprechender geologischer Stellung, also
im Granodiorit, als Goldsilbererzgänge ausgebildet zu sein
und nicht mehr als Goldkupfererzgänge, denn Kupfererze,
namentlich Kupferkies, spielen eine untergeordnete Rolle;
dagegen treten als Haupterze neben gediegenem Gold, mit
häufig sehr hohem Silbergehalt, goldhaltige Pyrite auf
(Schwefelkies, Arsenkies, Magnetkies), daneben Zinkblende,
Bleiglanz, gelegentlich auch Telluride.

ln Kolumbien kommen sonst noch Kupferkiesgänge im
Granit des Cerro Plateado in der Westkordillere vor, ebenso
goldhaltige Kupferkiesgänge im Gebiete des Rio Sucio, bei¬
spielsweise am Rio Tiguairidö. Doch kann man sich auf
Grund der spärlichen Daten noch kein Bild von ihrer syste¬
matischen Stellung machen.

Für diese eigentlichen Kupfererzgänge mit geringem
Goldgehalt, auf denen der Kupferkies bisweilen ganz durch
Schwefelkies ersetzt wird, möchte ich eine Reihe von Bei¬
spielen kurz an führen. Die Gänge von Tamaya setzen in

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Quarzporphyr und diesen unterlagerndem Gabbrodiorit auf.
Auf die Zone der oxydischen Erze folget eine Zone mit
Kupferglanz, dann eine mit goldhaltigem Buntkupfererz
und schließlich Kupferkies und Schwefelkies. Die Gänge
von Remolinos stecken im Amphibolgranit und Quarzdiorit.
Auf die goldhaltige oxydische Zone mit Rotkupfererz, Kiesei¬
kupfer, Brochantit und Atacamit folgen in der Teufe Kupfer¬
kies und Eisenglanz. Der Gang Dulcinea, der bis 1100 m
Teufe aufgeschlossen ist, sitzt im Andendiorit. Die oxydische
Zone reicht bis 500 m unter Tage; in ihr wurden von 300
bis 500 m hauptsächlich die sog. „bionces negros“ angefahren,
Kupferindig und ähnliches, mit einem Kupfergehalt bis zu
30°/o, während die primären Erze, Kupfer- und Schwefelkies,
bis zu 8 o/o Cu haben mit wenig Gold und Silber. Der Gang
Poderosa im Grubenbezirk von Collahuasi in Nordchile tritt
in Quarzdiorit auf. Als Erze brechen zu oberst Chrysokoll
und Dioptas, tiefer gesellen sich dazu Kuprit, von Tenorit
umrandet, etwas Kupferglanz und Malachit, sodann folgt
eine Zone mit reichlichem Kuprit, etwas Kupferglanz und
eingesprengtem Bomit und schließlich bis zur erreichten
Teufe von 155 m fast nur Kupferkies und Bornit mit wenig
Rotkupfererz, Tenorit und Kupferglanz. Um nur noch einige
weitere Beispiele anzuführen, nenne ich die Lagerstätten von
Los Pozos, Bella Vista, Pastene, Restauradora, Ojancos,
Patacones, Algarrobo, Morado, Moradito, Animas, Brillador,
San Juan neben vielen anderen. Gelegentlich geht der Gold¬
gehalt auf diesen Gängen ganz verloren und es entstehen
dann reine Kupfererzgänge, wie diejenigen von El Volcan
bei Santiago, die aus dem Granodiorit, worin sie meist
taub sind, in Porphyrit übersetzen. Hierher stelle ich auch
die goldhaltigen Kupfergänge der Sierra de las Minas in
Argentinien.

Die Oxydationszone reicht bei diesen Gängen gewöhn¬
lich sehr tief; 100 bis 150 m sind keine Seltenheit. In ihr
sind die wertvollen oxydischen Erze angehäuft, die oft
ganz allein der Gegenstand eines blühenden Bergbaus waren.

Hier möchte ich einige Beobachtungen über eine ganz
von der Regel abweichende Ausbildung des eisernen Hutes
anschließen, die ich an chilenischen Kupfer- und an argen¬
tinischen Bleisilbererzgängen gemacht habe.

In der Sierra de la Huerta in der argentinischen Provinz
San Juan liegt etwas oberhalb der alten Bleisilbergrube
Yansi die Grube Dania, die zwei Gänge angeritzt hat, deren
einer vorwiegend Zinkblende mit etwas Schwefelkies und

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spä tigern Bleiglanz führt, wahrend auf dem anderen Blei-
glanz vorwaltet. Hier ist ,nun der eiserne Hut ersetzt
durch eine Anhäufung von dichtem, festem Schwefel,
daneben kommt reichlich Mangan vor. Ebenso sieht man
gediegenen Schwefel in Masse längs den Salbändern der
Oxydationszone; darunter tritt etwas Tetraedrir auf. Bei
der Umwandlung der Sulfiderze ist der Gangquarz zurück¬
geblieben; auch sieht man im Schwefel noch kleine Putzen
von Bleiglanz.

In geringer Entfernung davon liegt in der Quebrada del
Cerro Blanco die Grube Venge auf einem Gange, der im
Gneis und Amphibolit auf setzt. Der eiserne Hut dieses
Ganges hat folgende Beschaffenheit: an den undeutlichen
Salbändern tritt rotes Eisenoxyd und gelber Eisenocker auf.
Der Gang selbst ist ausgefüllt mit gediegenem, derl)em
Schwefel und mit zerstückeltem Quarz von sehr zerfressenem
Aussehen. T‘ <)c* a von teilweise zersetztem, teilweise zu
Jaspis verKieseitem Nebengestein sind häufig. Gips in
Äderchen und vereinzelten Kristallen ist überall vorhanden.
Zonenweise erscheint lichtbläulicher Coquimbit. In dem 1
bis 1,5 m mächtigem Schwefel ist häufig noch Gangquarz
eingeschlossen. Bei meinem Besuche im Jahre 1916 waren
14 m streichende Läng© im Schwefel aufgefahren. Insgesamt
hat man aus Dania und Veng© an 400 t gediegenen Schwefel
herausgeholt.

Im nordwestlichen Teile des Tontalgebirges in San
Juan (Argentinien) tritt in der Quebrada de Alcaparrosa
ein streichender Gang auf von 1,5 bis 2 m Mächtigkeit,
der vollständig seiner ganzen Mächtigkeit nach angefüllt
ist mit einem Gemisch von vorwaltendem Copiapit mit
etwas Coquimbit und Hohmannit und etwas Schwefel. Auf
Schlüsse in der Teufe sind nicht vorhanden.

Bei Tierra Amarilla, südöstlich von Copiapö, tritt ein
schon von J. Domeyko erwähnter Gang auf, der mit Copiapit
Fibroferrit, Kupfervitriol und Zinksulfat (Goslarit) gefüllt
ist. Nach Sundt9) tritt mitten in diesen Sulfatsalzen eint;
Vs m mächtige Zone von gediegenem Schwefel auf, einige
Meter darunter Schwefelkies und Kupferkies.

Südlich von Cerritos Bayos bei Calama tritt eine Reihe
von Gängen auf, deren Ausfüllung aus Copiapit mit etwa*
Coquimbit besteht.

9) L. Sundt: Estudios jeolöjicos i topogräficos del Desierto
i Puna de Atacama. Bd. I, S. 200. Santiago de Chile 1909.

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Das Vorkommen von gediegenem Schwefel ira eisernen
Hute sulfidischer Erzgänge ist schon öfter beobachtet worden,
aber mir ist nur ein einziges Beispiel bekannt, wo er in
so beträchtlichen Mengen auftritt wie auf den Gruben
Dania und Venge in der Sierra de la Huerta, nämlich; die
Horn Silver Mine in Utah. Nach Vogt bildet sich der
Schwefel durch die Reaktion verschiedener Sulfide mit
Eisenchlorid. Der normale Vorgang ist ja, daß bei der
Oxydation des Schwefelkieses Säure und Eiscnsulfate ge¬
bildet werden, die zumeist von den Sickerwässern fort¬
gespült werden, so daß nur etwas Eisenoxyd zurückbleibt.
Im Trockenklima ist dagegen die Möglichkeit der Erhaltung
der verschiedenen Sulfate und des Schwefels gegeben.

Schwefel als Zersetzungsrückstand von Sulfiden, nament¬
lich von Enargit, ist auch von den Enargitgängen der
Sierra de Famatina bekannt, die in dieser Beziehung an
die Enargitlagerstätte von Bor in Serbiei cf ‘mert. wo der
Schwefel im eisernen Hute gleichfalls au? EuuTgit hervor¬
gegangen ist und nicht, wie sonst häufig genug auf Sulfid¬
lagerstätten, spärlich, sondern in Massen auftritt

Praktisch ergibt sich hieraus der Satz: In Trocken¬
gebieten sind Gangausstriche , mit Eisensulfaten (Copiapit,
Coquiinbit, Hohmannit, Fibrofcrrit) oder gediegenem Schwefel,
der sich nicht als Solfatarenabsatz erklären läßt, oder mit
beiden zusammen, verdächtig, die Ausstriche sulfidischer
Erzgänge zu sein.

Den Cerro de Guanaco reiht Möricke auch unter seine
Goldkupfergänge ein. Er enthält in den oberen 60 m Gold
in Quarz und Schwerspat als Gangart, darunter Enargit.
Es scheint mir zweckmäßig, das Hauptgewicht auf das Vor¬
kommen des Enargits zu legen und derartige Lagerstätten
als Enargitgänge auszuscheiden, sowie es Stelzner-Bergeat
tun. Es ist schon Stelzner aufgefallen, daß der Enargit
eine ganz besondere Stellung einnimmt, und er hat für diese
Art Lagerstätten einmal den Ausdruck „vulkanische Kupfer¬
lagerstätten“10) gebraucht.

Die Enargitgänge haben zwei Hauptmerkmale: 1. sie
sind ausschließlich an ziemlich saure Eruptivgesteine ge¬
bunden, und 2. sie treten als Lagerstätten fast nur in der
Umrandung des Stillen Ozeans auf, außer Otavi und Bor.

Eine kurze Übersicht ergibt folgendes: an Andesit
gebunden sind die Enargitgänge von Vacas Heladas, Rio

I0) Stelzner : Beiträge zur Geologie und Paläontologie der
Argentinischen Republik. I, S. 216. Kassel und Berlin, 1885.

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Seco, Las Hediondas in Chile und die von El Toro, Moro-
eocha und Quiruvilca in Peru, von Bor in Serbien, an
Dazit die Gänge der Mejicana im Famatinagebirge Argen¬
tiniens11), Guanaco in Chile, Morooocha in Peru.
Gilpin in Colorado, an Trachyt der Cerro Blanco
in Chile und das Vorkommen auf der Philippinen¬
insel Luzön, an Liparit La Ooipa in Chile, an Rhyolith
der Cerro de Paseo in Peru, Summit in Colorado, Tintic
in Utah, an Granit oder Monzonit Bingham in Utah und
Butte in Montana. Gilpin, Summit und Bingham sind nicht
als Energit gange zu rechnen.

Den goldführenden Kupfergängen gegenüber sind diese
Gänge dadurch ausgezeichnet, daß Arsenverbindungen immer
auftreten (Enargit, häufig Mißpickel), Antimon Verbindungen
häufig (Famatinit, Tennantit). Sonst überwiegen bald mehr
die Kupfererze, bald die Bleisilbererze, abgesehen vom
Enargit.

Auf den Gängen des Famatina in Argentinien, den
Lagerstättengruppen Mejicana und Los Bayos, treten in
den oberen Teufen gediegenes Gold und Silber und die
edlen Silbererze auf, darunter Enargit, Famatinit, etwas
Gold in Quarz und Schwerspat. Der Enargit weicht all¬
mählich dem Schwefelkies und dem selteneren Kupferkies.
Mißpicke 1 tritt auf diesen Gängen reichlich auf. Alle diese
Erze sind goldhaltig. Erzbringer sind Andesit und Dazit,

Ähnlich ist die Erzverteilung auf den Enargitgängen
von Quiruvilca, El Toro, Cerro de Paseo und Morococha
in Peru, wo zum Teil noch die Fahlerze imd gelegentlich
Buntkupfererz hinzutreten, von Guanaco in Nordchile, vom
Gange Margarita in Capillitas in Argentinien und von Man-
cayan auf Luzön.

Die Gänge von Quiruvilca zerfallen in drei Gruppen:
Die südlichen sind Silbergänge mit quarziger Gangart, die
nördlichen Silberkupfererzgänge mit Enargit in quarziger
Gangart und die nordwestlichen sind Silbererzgänge mit
barytischer Gangart. Auf den Enargitgängen (Morococha,
Elvira, Almiranta usw.) tritt der Enargit zumeist in massiger,
seltener in zonarer Verwachsung mit Schwefelkies auf.
Auf anderen Gängen bricht häufig Mißpickel ein, und es
scheint, daß sich diese beiden Mineralien ersetzen. Neben

n) St e lz x er erwähnt a. a. 0. S. 226 auch Enargit aus den
goldhaltigen Pyritgängen von Guachi, Prov. San Juan, Argen¬
tinien.

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diesem primären Enargit kommt hier noch ein sekundärer
vor in großen Kristallen, der die normale Riefung und
Streifung der Enargitkristalle vermissen läßt und durch
kleine überkrustende Kupferglanzkristalle ein rauhes Aus¬
sehen erhält. Die gleiche Erscheinung beschreibt Lazarevic
von Bor, und es dürfte sich hier wie dort um regenerierten
Enargit handeln. Fahlerzc sind häufig, und ebenso tritt
Enargit mit Schwefelkies und Fahlerzen auf den Gängen
von El Toro auf.

In Cerro de Paseo und Morocoeha tritt der Enargit
in ähnlicher Weise zusammen mit Pyriten und Fahlerzen
auf, und in Morocoeha bemerkt man ebenso wie in Quiru-
vilca einen Übergang von den Enargit führenden Kupfer¬
gängen der zentralen Zone zu den Silberkupfergängen von
Alpamina.

Im Guanaoo tritt unter der Zone mit Quarz, Freigold
und Kupfersilikaten und -karbonaten eine sehr bedeutende
Enargitzone auf, die beispielsweise auf dem Gange Sileeia
von 60 bis 172 m reicht und da in Pyrite übergeht. Ge¬
legentlich tritt in der Enargitmasse gediegenes Kupfer auf,
das ich auch noch in etwa 170 m Teufe reichlich am
Salbande neben dem Enargit beobachten konnte. Es ist
wohl ohne weiteres klar, daß es aus absteigenden Lösungen
durch die Einwirkung der Sulfide ausgefällt worden ist.

Für diejenigen Enargitgänge, auf denen auch Bleisilber¬
erze brechen, kann die Lagerstätte La Coipa12) in der
Hochkordillere Nordchiles als bezeichnend gelten. In der
Oxydationszone treten gediegenes Silber und Chlorsilber
auf, darunter Silberglanz, Tetraedrit und Tennantit, ge¬
legentlich etwas Zinnober, noch tiefer Mißpickei und Kupfer¬
kies, wrorin das Antimonkupfer (Famatinit) und etwas
Realgar Vorkommen, und schließlich folgt Enargit. Ein
gewisser Goldgehalt ist auch hier vorhanden, wTahrend er
sonst dieser Gruppe meist fehlt. Hierher gehören die
Lagerstätten von Vacas Heladas, Rio Seco, Las Hediondas
und Cerro Blanco in Chile, die schon den Übergang zu den
Silberlagerstätten bilden.

Als Merkwürdigkeit sei das Vorkommen des Enargits
auf den Kupferwolframgängen von Mundo Nuevo in Nord¬
peru erwähnt.

12) Francisco J. San Roman: Estudios jeolöjicos i minera-
löjicos del Desierto i Oordillera de Atacama. Bd. II S. 323.
Santiago de Chile, 1911.

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Da Enargit sonst schon ist und lagerstättenbildend
eigentlich nur noch von Bor in Serbien und Otavi in
Südwestfarika bekannt ist, so ist sein häufiges und massen¬
haftes Auftreten in den Gebirgen um den Stillen Ozean
herum rätselhaft, man müßte denn annehmen, daß diese
Mineralbildung gerade den Magmen vom pazifischen Typ
eigentümlich sei. In der Tat ist auch die Lagerstätte von
Bor an Granodiorit gebunden.

Im allgemeinen dürfte der Enargit auf diesen Lager¬
stätten primär sein, obwohl er sich auch aus absteigenden
alkalinischen Lösungen unter Verdrängung von Schwefel¬
kies gebildet haben kann. Darüber kann nur eine mikro¬
skopische Untersuchung der Erze Aufschluß geben, die ich
bisher noch nicht ausführen konnte.

An saure E r g u ß gesteinc gebunden sind die Kupfer¬
erzgänge mit mehr oder weniger hohem Silbergehalt, selten
mit Goldgehalt. Das Silber steckt zumeist in den Fahlerzen,
doch brechen häufig auch Bleierze und Zinkblende. Arsen -
Verbindungen sind häufig in der Form des Mißpickeis.
Derartige Lagerstätten finden sich besonders in Mitte 1-
chile und in Peru. Als Beispiele seien angeführt die Kupfer¬
silbergänge von Remolinos bei Los Andes, von La Nipita,
San Antonio, San Francisco und Las Coimas bei Putaendo,
von Las Mercedes bei Oabildo in Mittelchile und diejenigen
von Sayapuilo, Quiruvilca, Punre, Colquijirca, Alpannna,
Huinac, Anticona, Pacacocha, Casapalca und viele andere
in Peru. Gelegentlich tritt an Stelle des Silbergehaltes ein
hoher Goldgehalt, wie bei den an Andesit gebundenen
Kupfergängen von Rosario bei Putaendo in Chile.

Diesen Gängen schließt sich endlich Mörickes edle
Silber-Kupfererzformation an: Gänge, die in basischen Ge¬
steinen (Diabasen, Augitandcsiten, Augitporphyriten) oder
in Sedimenten aufsetzen. Hierher gehören die berühmten
Ganggebiete von Chanarcillo, Ladrillos, Tres Puntas, Cara-
coles.

Die Geologie dieser Gänge ist so allgemein bekannt,
daß selbst eine kurze Schilderung unnötig ist. Ich möchte
deshalb nur auf einige Punkte aufmerksam machen, die
mir von Wichtigkeit zu sein scheinen.

Betrachten wir zunächst schematisch Nebengestein und
Vererzung der Gänge von Ladrillos, so sehen wir zu oberst
tonige Kalksteine bis etwa 430 m Teufe. In der Oxydation« -
zone liegen im Kalkspat als Gangart gediegenes Silber.
Chlorsilbcr und Bromsilber, in der Zementationszolle in

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quarziger Gangart Silberglanz., Rotgüldigerz, Polybasit,
darunter tritt gediegenes Arsen dazu. Noch tiefer folgen
in quarzig- toniger Gangart Pyrite und endlich im Granodiorit
Kupfererze. Ebenso haben diejenigen Gruben von Checo
de Cobre, die im geschichteten Kalk liegen, edle Silber¬
erze geliefert, diejenigen im kristallinen Gestein, das darunter
liegt, Kupfererze. Im Huantajaya bei Iquique liegt unter
dem Kalk quarzhaltiger Diabasporphyrit, darunter Anden-
diorii. Im Kalk führen die Gänge Silber- und Bleierze,
besonders Chlorsilber und Bleispat, im kristallinen Gestein
vertauben sie. Auch in Caracoles pflegen die Gänge mit
zunehmender Tiefe zu vertauben, auf dem Gange Deseada
wurden aber in 400 m Teufe im Porphyr verstreute Erze
von Pyrit und Kupferkies mit etwas Blende und Bleiglanz
gefunden. Bei diesen Lagerstätten der edlen Silberkupfer -
erzfonnation muß man also damit rechnen, daß die Gänge,
sofern sie im liegenden Granodiorit überhaupt noch Erz
führen, in reine Kupfererzgängc übergehen.

Einen interessanten Beleg dafür bietet auch eine alte
Beobachtung von J. Domeyko aus dem Lagerstättenbezirk
von Agua Amarga13). Die Grube Aris hat dort in geschickte-
teil Gesteinen noch Hornsilber angetroffen. In der Verlänge¬
rung des Ganges, auf dem sie baute, setzt ein Gang im
Andengranit auf, der weder die Gangart noch die Erze
der Silbergänge hat, sondern in quarziger Gangart Kupfer¬
karbonat und -Silikat mit Eisenglimmer, so wie ©3 die
Kupfergänge an der Küste ihaben.

Schon Domeyko hat auf die Tatsache aufmerksam
gemacht, daß die Lagerstätten der edlen Silbe rkupfererz-
formation niemals westlich von dem Erosionsrande gefunden
werden, der die mesozoischen .Sedimente (einschließlich der
geschichteten Pürphyritkonglomerate und Breccien) von
dem unter lagernden Granodiorit trennt; die großen Vor¬
kommen von Tres Puntas, Ladrillos, Cabeza de Vaea,
Romero, Chanarcillo, Agua Amarga usw. liegen sogar un¬
mittelbar an diesem Erosionsrande. Es ist auffällig, daß
diese wichtige Tatsache in der Literatur niemals mehr
erwähnt worden ist, da sie doch geeignet ist, einen Leitfaden
abzugeben für die Aufsuchung neuer derartiger Lagerstätten,
die wrohl noch vorhanden sein könnten in dem unerforschten
Gebiete zwischen Cachinal und Caracoles, einer wasserlosen
und äußerst unwirtlichen Wüste, wo in der Sierra de

13) J. Domeyko: Jeolojia. Santiago 1903. S. 253.

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Palestina bereits, wie es scheint, ausgedehnte Gangzüge
mit Bleisilbererzen entdeckt, aber wegen der Wildheit der
Gegend noch nicht näher erforscht worden sind.

Auch hier bietet sich wieder eine Gelegenheit, auf eine
ungewöhnliche Ausbildung des eisernen Hutes einzugehen,
nämlich auf die gieße Menge von Chlor-, Brom- und Jod¬
silber14). In den Lehrbüchern findet man als Erklärung
dafür gewöhnlich zwei Theorien angeführt: die einer ehe¬
maligen Meeresbedeckung und diejenige von Ochsenius,
die einen Laugeneinbruch in idie Lagerstätten anniramfc.
Beide sind unhaltbar. Für !die letztere ist gar kein Anhalt
da. Prüfen wir nun die Möglichkeit einer Meeresbedeckung
an einzelnen Beispielen! Chanarciilo liegt 1811 m hoch und
(50 km vom Meere entfernt. Das ist die Entfernung Stettins
von der Ostseeküste. Caraeoles liegt 2900 m hoch und
150 km vom Meere oder soweit wie Küstrin von der Ost¬
see. Ladrillos liegt in 1175 m 70 km vom Meere, Paatos
Redondos in 3320 m 130 km, La Coipa 3700 m hoch, 155 km
vom Meere entfernt. Die Vorkommen dieser Silbererze liegen
auf der argentinischen Seite, auf dem Paramillo de Uspallata,
in 2300 m Höhe 930 km vom Atlantischen, 220 km vom
Stillen Ozean entfernt und im Famatinagebirge in Höhen von
fast 5000 m weit über 1000 km von der Küste ab. Obwohl
wir außerordentlich kräftige epirogenetische Bewegungen
recht jungen Alters in der Kordillere haben, so genügt doch
eine auch nur kurze morphologische Betrachtung der geo¬
logischen Verhältnisse jener Gebiete, um zu zeigen, daß
derartige Niveauschwankungen und derartige Transgressi-
onen, wie wir sie hier nach der Theorie der Meeresbedeckung
auf Grund obiger Höhen- und Entfernungszahlen fordern
müßten, ganz ausgeschlossen sind. Wir brauchen sie auch
nicht. Von unseren mitteleuropäischen Verhältnissen aus¬
gehend, sind wir es gewohnt, bei der Lagerstätten Verwitte¬
rung und der Herausbildung sekundärer Teufonunterscliiede
reichlicher Wasserzufuhr eine große Rolle zuzuweisen. Alle
Gebiete, worin solche Erze, wie Chlor-, Brom-, Jodsilber,
Atacamit und Bnochantit, Kröhnkit, Kupfer- und Zink Vitriol,
Copiapit, Hohmannit, Coquimbit, Fibroferrit und gediegener
Schwefel als Verwitterungsrückstand sulfidischer Erze lager¬
stättenbildend auf treten, liegen in Wüstengebieten. In
Wüstengebieten sind aber die spärlichen Sickerwässer außer-

14) Vgl. Fr. A. Moesta: Über das Vorkommen der Chlor-,
Broin- und Jodverbindunuen des Silbers in der Natur. Marburg^
1869.

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ordentlich stark mit allen möglichen Salzen beladen, so daß
die chemische Verwitterung in hohem Grade wirksam ist.
Diese geringe15), aber so außergewöhnlich aktive Sicker¬
wassermenge zieht noch einen weiteren Umstand nach sich:
Während reichliche Sieker wassermengen auf Erzlagerstätten
die Oxydationszone auslaugen, die Metalle in Lösung in
die Teufe oder überhaupt ganz wegführen imd nur den
eisernen Hut zurücklassen, ist die spärliche, aber chemisch
viel stärker wirksame Sickerwassermenge auf Erzlager¬
stätten in der Wüste meist nicht imstande, große Metall¬
mengen in Lösung wegzuführen, sondern sie wandelt die
primären Mineralien chemisch um, läßt sie aber vielfach
an Ort und Stelle, so daß dadurch Oxydationszonen von
auffälligem Reichtum und gioßer Teufenausdehnung (auf
der Dulcinea bei Copiapö beispielsweise bis 500 m Teufe)
entstehen können16).

Durch die Spärlichkeit der lösenden Wassermenge
erklärt sich auch leicht die Tatsache, daß die Grenze
zwischen Oxydations- und Zementationszone häufig sehr
verschwommen ist und nicht selten im eisernen Hut noch
größere Partien primären Erzes anzutreffen sind. Auf Grund
der verhältnismäßig geringen Auslaugung der Oxydations¬
zone kann man für Erzlagerstätten im Wüstengebiete den
Satz aufstellen: reiches Erz im eisernen Hut pflegt ein
gutes Anzeichen für reiches Erz in der Teufe zu sein.
Diese Regel hat natürlich auch ihre Ausnahmen.

Suchen wir nun auf Grund dieser Erwägungen die
Entstehung des Chlor-, Brom- und Jodsilbers zu ergründen.
Alle Wässer der Wüsten- und Steppengebiete sind in hohem
Maße mit Chlornatrium und Chlormagnesium beladen. Hier

15) Gruben wie Tres Puntas fand ich bei meinem Besuche
staubtrocken.

16) Die untere Grenze der Oxydations zone pflegt auf Erz¬
gängen der Trockengebiete oft äußerst unregelmäßig zu ver¬
laufen ; so beobachtete ich auf den Kupfergängen von Punta
del Cobre bei Copiapö, daß stellenweise primäres Erz noch fast an der
Oberfläche anstand, während es an anderen Stellen erst 150m
unter Tage auftrat. Die folgenden Zahlen mögen kurz die
Tiefe der primären Zone auf einigen Kupfcrlagerstätten der
Atacamawüste angeben: Puquios 220m, El Morado 100m, Al-
garrobito 130 m, Inca de Oro 130 m, El Desierto 130 m, Rincön
de Bodega 115 m, Patacones 50 m, Ojancos 100 m, Restauradom
150 m, Pastene 85 m, Bella Vista 100 m. Unregelmäßig ist auch
die Grenze zwischen Oxydations- und Zementationszone. Auf
der Grube Bolaco Nuevo in Chafiarcillo wurde im Jahre 1920
noch in 600 m Teufe gediegenes Silber gefunden.

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hätten wir ohne weiteres die Quelle für die Chlorsiiber-
bildung. Brom- und Jodsilber kommen aber — abgesehen
von Orten, wo sie nur als mineralogische Seltenheiten auf-
treten — fast nur in der Atacamawüste vor, und dort sind
gleichzeitig die großen Salpeterlagerstätten, deren Brorn-
und Jodgehalt bekannt ist.

So enthält die eine Schicht der Salpeterlagerstätten, die
sogenannten „chuca“ bis 0,25 <Vo, die „costra“ 0,1 °/o Natrium-
jodat, der Lautarit, d. i. der jodsaure Kalk, bis 0,2<>/o Jod.
Ochsenics erwähnt Natriumbromat aus den Salpeterlagern,
deren unterste Schicht nicht selten Jodsäure und Phosphor¬
säure enthält, letztere bis fast l°/o. Hieraus dürfte viel¬
leicht der geringe Phosphorgehalt der meisten Kupfererze
der Atacamawüste abzuleiten sein, den Platner17) in ihnen
durch zahlreiche Analysen nachgewiesen hat. Dieser Brom-
und Jodgehalt entstammt den Vulkanen der Hochkordiüere,
an deren Flanken sich, bisweilen in ganz beträchtlicher
Höhe, kleine Salpeter Vorkommen befinden, wie z. B. am
Vulkan von Copiapö. Hier können sich die Sickerwässer
mit Jod und Brom beladen und, wenn sie auf ihrem Wege
Lagerstätten mit Silbererzen antreffen, die Bildung von
Jodsilber und Bromsilber veranlassen. Diese Erklärung
dürfte auch für manche Orte außerhalb der Ataeainawüste
stichhaltig sein, weil sich Salpeter, Jod, Brom und erst
recht Chlor gelegentlich auch dort dauernd oder zeitweilig
in freilich meist geringen Mengen gebildet haben kann.
Ich erinnere an die kleinen Salpetervorkommen der Bor-
borema, dem trockenen Inneren der Staaten Cearä, Rio
Grande do Norte, Parahyla und Pernambuco in Nordost¬
brasilien, an die kürzliche Entdeckung geringer Salpeter-
mengeii im Gebirge von Cordoba in Argentinien.

Hinzu kommt noch, daß das übermäßig trockene Klima
der in Rede stehenden Gebiete die Erhaltung aller dieser
Mineralien, die anderswo höchste Seltenheiten sind, außer¬
ordentlich begünstigt. Je mehr neuerdings in den Trocken¬
gebieten auf diese Mineralien geachtet wird, desto häufiger
werden sie entdeckt. So dürfte sich wohl bei näherer Nach¬
prüfung ein guter Teil der von argentinischen Kupfer¬
lagerstätten erwähnten Malachite als Atacamit herausstellen.

Ältere Forscher, wie Domeyko und Lastabria1*), haben
in der Ivordillere eine Anordnung der verschiedenen Gruppen
von Lagerstätten in Längszonen angenommen, die später

17) Mündliche Mitteilung.

1Ji) AY. Lastakhia: L’industrie miniere au Chili. Paris 1890.

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bestritten wurde. Bis zu einem gewissen Grade stimmt
das doch, insofern nämlich, als der Bau der Kordiliere ja
zonar ist. Wir haben, schematisch gesprochen, im Westen
die Küstenkordillere, nach Osten folgend die aus der andinen
Geosynklinale hervorgegangene Hochkordillere, danach die
angegliederten Reste der herzynischen Vorkordillere und
endlich ganz im Osten, zum Teil angegliedert, zum Teil
die selbständigen pampinen Sierren bildend, die Reste der
kaledonischen Kordiliere. Die großen andengranitischen
Batholithe sind nun ganz besonders in die Fuge zwischen
Küstenkordillere und Hochkordillere eingedrungen und hier
zum guten Teil durch die Abtragung bloßgelegt, daher
sehen wir hier die reinen Goldquarzgänge, die Goldsilber¬
gänge Kolumbiens, die goldhaltigen Kupfererzgänge, die
eine lange Zone im Westen bilden. In der patagonischen
Kordiliere sind diese Batholithe auch bloßgelegt. Die späte
und spärliche Besiedelung sowie der dichte Urwald haben
aber die Untersuchung auf Lagerstätten noch hintangehalten.
Wo Kupferlagerstätten schon bekannt geworden sind,
scheinen sie durchaus den entsprechenden Typen in gleich¬
artiger geologischer Stellung in den nördlicheren Teilen
zuzugehören. Auch auf der Ostseite, in der Vorkordillere,
sind die granodioritischen Batholithe zum Teil schon ent¬
blößt, und wo wir dort Kupferlagerstätten finden, lassen
sie sich in die entsprechenden Gruppen des Westens ein¬
reihen. Es wurde schon erwähnt, daß auch die gold¬
haltigen Kupfererzgänge der Sierra de las Minas in Argen¬
tinien hierher gehören dürften. Freilich handelt es sich
dort um sehr alte Batholithe. Eine sichere Einreihung
der dortigen Gänge können wir erst dann vornehmen, wenn
ihr Alter zweifellos klargeetellt ist. In der andinen Geo¬
synklinale dagegen liegen die Batholithe zumeist noch tief
unter den Sedimenten begraben. Diese sind durchbrochen
von den verschiedensten Effusivformen der granodioritischen
Magmen, und dementsprechend sind die Typen der Lager¬
stätten, die daran geknüpft sind, verschieden. Dem Magma
noch am nächsten dürften die edlen Silberkupfererzgänge sein,
denen die Kupfererzgänge mit mehr oder weniger reichem
Silbergehalt und als magmafernste die Enargitgänge folgen.

Die Kupferlagerstätten mit verstreutem armem Erz
sind dagegen als Imprägnationen an Zerrüttungszonen ge¬
bunden und daher unabhängiger von den großen tektonischen
Einheiten der Kordilleren.

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3. Beiträge zur tektonischen Deutung der Kluft¬
systeme im sächsischen Quadergebirge.

Von Herrn Hermann Foerster in Leipzig.

(Mit 5 Textabbildungen.)

Inhalt. Seile

I. Allgemeines . 79

II. Erweiterung der Lose zu Klüften . 82

1. Mechanische Lockerung durch AVasser . 83

2. Chemische Verwitterung . 84

3. Spaltenfrost . 85

4. AVind, Insolation, Temperaturunterschiede, Neigung

auf nachgebender Unterlage . 86

6. Wirkungen der \regetation . 86

HI. Einfluß aus früheren geologischen Perioden . 86

IV. Die Kluftsysteme . 87

A) Das Lausitzer System . 88

a) Elbtalge birgische Hauptrichtung . 88

b) Abgelenkte Richtungen . 93

1. AVildsteiner Richtung . 93

2. Sternberger Richtung . 95

3. AVolfsberger Richtung . 95

B) Das Erzgebirgische System . 99

a) Frauenstein — Dippoldiswaldaer Hauptriclitung . 99

b) Abgelenkte Kamnitzer Richtung . 101

V. Die Tektonik der sächsischen Kreide . 101

a) Hebung des Erzgebirges, Absinken der Kreide¬
mulde, Entstehung des Lausitzer Kluftsystems . 102

b) Die Entstehung des erzgebirgischen Systems . . 105

VT. Der Granit und die Rückfaltung . 107

VTL Das Grundgebirge . 110

VIII. Ergebnis . 113

Literaturnachwei s.

Beck: Über die korradierende AVirkung des AVindes im Gebiete
des Quadersandsteines der Sächsischen Schweiz. Zeitschr.
d. Deutsch. Geol. Ges., 1894.

Beck: Über Litoralbildungen in der Sächsischen Kreide.
Bbyeb: Alaun und Gips als Mineralneubildungen und als Ur¬
sachen der chemischen Arerwitterung in den Quadersand¬
steinen des sächsischen Kreidegebietes. Zeitschr. d. Deutsch.
Geol. Ges., 1911.

Hettner: Gebirgsbau und Oberflächengestaltung der Sächsischen
Schweiz. Stuttgart 1887.

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Kossmat: Die mediterranen Kettengebirge in ihrer Beziehung
zum Gleichgewichtszustände der Erdrinde. Abhandlg. d.
math.-phys. Klasse d. Sachs. Akad. d. >Wiss., Bd. XXXVIII.

Obst : Die Oberflächengestaltung der schlesisch-böhmischen Kreide¬
ablagerungen. Mitteil. d. Geograph. Ges. in Hamburg 1909.

Pietzsch: Das Elbtalschiefergebiet südöstlich von Pirna. Zeitschr.
d. Deutsch. Geol. Ges., 1917.

Scupix : Über sudetische prätertiäre Junge Krustenbewegungen
und die Verteilung von Wasser und Land zur Kreidezeit
in der Umgebung der Sudeten und des Erzgebirges. Zeit¬
schrift f. Naturwiss., 1910.

vox Staff: Die Geomorphogenie und Tektonik des Gebietes der
Lausitzer Überschiebung. Geol. u. pal. Abhandlungen, X. F.
Bd. 13, Heft 2.

Dazu : Geologische Karte von Sachsen 1 : 25 000
Blatt Pirna
„ Königstein
„ Sebnitz
„ Hinterhermsdorf
„ Bosenthal
„ Großer Winterberg

mit Erläuterungen

I. Allgemeines.

Im Gebiete der sächsischen Kreidetafel treten eigen¬
tümliche Kluftsysteme zutage, welche sowohl in ihrem
Streichen wie in ihrem Fallen einen auffälligen Parallelis¬
mus betätigen; schon Gütbier widmet in seinen „Geo-
gnostischen Skizzen“ diesem Klüftungsphänomen ein be¬
sonderes Kapitel. Selbstverständlich kann dieser Parallelis¬
mus kein starrer, streng geometrischer sein, sondern es
kommen oft Abweichungen von der Hauptrichtung vor ;
dieselben sind jedoch nur von untergeordneter lokaler Be¬
deutung und können das herrschende Prinzip in keiner
Weise beeinflussen.

Im allgemeinen ist das Streichen der Klüfte auf weite
Entfernungen hin durchaus in dem gleichen Sinne orien¬
tiert; Abweichungen von der Hauptrichtung finden in be¬
sonders charakteristisch ausgeprägten Gebieten kaum statt,
höchstens um etwa ±5°.

Die Gesetzmäßigkeit im Verlauf der Klüfte schließt
deren Deutung als Schrumpfungsrisse, wie es früher ge¬
schehen ist, von vornherein aus. Da die Klüfte außerdem
einheitlich im Streichen und Fallen mächtige Schiehtpakete
durchsetzen, kommen für ihre Entstehung nur tektonische
Kräfte in Frage, worauf auch Beck bei der geologischen
Aufnahme des Gebietes hingewiesen hat, der zwei senk¬
recht sich schneidende Kluftsysteme unterscheidet, ein nord¬
östlich und ein nordwestlich streichendes.

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Größere Abweichungen haben ihren Grund in meist |
klar erkennbaren Umstanden, z. B. in einer lokalen Ände- |
rung der richtunggebenden tektonischen Kräfte, wodurch
die Klüfte in ihrem Streichen gewissermaßen unsicher wer- '
den, oder in einer Interferenz durch ein anderes Kluft¬
system, oder in einem Abdrücken durch aufquellende
Magmen.

Untergeordneter erfolgte die Anlage von Klüften nicht¬
tektonischer Natur schon bei der Sedimentation durch Nach¬
sacken, ungleichmäßiges Austrocknen, durch petro-
graphische Faziesänderung oder sonstige lokale Umstände.
Wurden solche Fugen später freigelegt oder von der Erosion
erweitert, so entstanden sogenannte „Wilde Klüfte“, welche
von den echten tektonischen Klüften wohl zu unter¬
scheiden sind.

Vorherrschend sind seigere Klüfte, welche sowohl durch
die turonen, wie durch die cenomanen Quaderbänke unge¬
hindert hindurchsetzen. Jedoch trifft man auch Klüfte,
welche plötzlich an einer Schichtfuge ihren Fallwinkel
ändern, um nun in der neuen Richtung das Liegende weiter¬
hin zu durchsetzen oder aber, um an einer tiefer ge¬
legenen Schichtfuge wieder die alte Fallrichtung aufzu¬
nehmen. Es kommt auch vor, daß sieh eine Kluft in
mehrere sekundäre Klüfte zerschlägt, welche nach einiger
Zeit des Divergiere ns entweder eine untereinander parallele
Richtung einnehmen oder sich wieder zu der ursprüng¬
lichen Richtung vereinigen. Wellenförmige, listrischc Ab-
scherungsflächcn sind seltener zu beobachten.

Der Zweck der vorliegenden Arbeit ist, die Beziehun¬
gen der Kluftsysteme zur Tektonik der Sächsischen Schweiz
zu untersuchen. Es mußte daher zunächst eine eingehende
Aufnahme möglichst vieler, und vor allem möglichst charak¬
teristischer Klüfte erfolgen. Eine Messung sämtlicher
Klüfte überhaupt ist unmöglich; denn ein großer Teil der¬
selben ist von Blockwerk überrollt oder von dicken Humus¬
schichten bedeckt oder befindet sich an unzugänglichen
Stellen, ganz abgesehen davon, daß wir tatsächlich nur
einen verhältnismäßig kleinen Teil aller Klüfte überhaupt
kartierend verfolgen können.

Die Messungen wurden im allgemeinen dort vor¬
genommen, wo sich die Klüfte auf weite Entfernungen
hin gut verfolgen lassen; am geeignetsten hierzu sind
vegetationslose Felsvorsprünge und Rodeland auf den Höhen
von Wänden; aber auch größere Höhlen und Felsüberhänge.

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die quer von Klüften durchsetzt werden, lieferten gute
Ergebnisse. Am Fuße freistehender Wände wurden Messun¬
gen im allgemeinen vermieden ; durch Einwirkung von
Spaltenfrost, Erosion und anderen geologischen Faktoren
können hier leicht Absprengungen entstehen, welche zu
Irrtümern Veranlassung geben; insbesondere besteht diese
Gefahr dort, wo sogenannte „Wilde Klüfte“ auftreten oder
wo durch nachträgliche Rutschungen eine Schiefstellung der
Wand erfolgt ist. Unbedenklich ist dagegen das Messen
freier Wände dort, wo dieselben als Begrenzung von
Kesseln auf größere Entfernung staffelförmig hintereinander
in gleicher Richtung abbrechen, so daß auf diese Weise
eine einheitliche Linie gegeben ist. Auch Messungen in
engen, unübersichtlichen Schluchten können zu Quellen von
Irrtümern werden, weil es nicht ausgeschlossen ist, daß
unwesentliche Teilstücke sich lokal häufen und so eine ge¬
wisse Bedeutung Vortäuschen.

Oft kann man den Verlauf der Klüfte einer Wand über
eine Schlucht oder einen Kessel hinweg in die gegen¬
überliegende Wand verfolgen. So gewähren besonders die
Bärfangwände, das Raubschloß, der Lorenzstein, Teich stein
u. a. infolge der Zersägung der Kreideplatte durch den
Großen und Kleinen Zschand und andere Täler einen her¬
vorragend guten Einblick in die einheitliche Anlage und
konsequente Fortführung der Klüfte.

Im Verlauf der Arbeit wurde das sächsische und ein
Teil des böhmischen Kreidegebietes bis zu der Linie Rathe¬
walde — Wehlen — Berggießhübel im Westen auf vorhandene
Klüfte untersucht. Da es sich in vorliegender Arbeit
nicht darum handelt, alle gemessenen Klüfte einfach
nur aufzuzählen, sondern den Zusammenhang zwischen den
Kluftsystemen und der Tektonik der Kreideplatte aufzu¬
decken, so haben besonders charakteristische Gebiete, die
wertvolle Schlüsse gestatten, eine bevorzugte Darstellung
erfahren gegenüber solchen, die für die Beurteilung tek¬
tonischer Fragen weniger wertvoll erschienen.

Bezüglich der ziffernmäßigen Belege sei folgendes be¬
merkt: Wenn auf einem kleinen Raume beispielsweise
100 Klüfte zwischen N 50° 0 und N 60° 0 gemessen werden,
so erschien es unnötig, sämtliche sich fortgesetzt wieder¬
holenden 100 Zahlen hintereinander aufzuführen; in diesem
Falle wurden nur die Grenzwerte angegeben, also N 50° O
bis N 60° O; verteilten sich die Ergebnisse nicht gleich¬
mäßig auf die zwischen 50 und 60 liegenden Zahlen, so

Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1924. 6

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daß etwa die Mehrzahl der Klüfte ein Streichen zwischen
N 55 bis 58° O hatte, so ist das stets besonders angegeben.
Das gemessene Streichen ist in allen Fällen unter Berück¬
sichtigung der Deklination in das wahre Streichen umge¬
rechnet worden.

II. Erweiterung der Lose zu Klüften.

Die gegenwärtig als Klüfte, Steilwände, Schluchten
und Täler in Erscheinung tretenden Spalten sind im Gestein
ursprünglich nur als haarfeine Fugen oder Spaltrisse ange¬
legt; oder was dasselbe besagt: die im Gestein ursprüng¬
lich angelegten Fugen wurden später und werden gegen¬
wärtig noch zu Klüften, Schluchten, Tälern usw. erweitert.
Der Steinbrecher nennt diese feinen, im Gestein verborgenen
Spaltrisse „Lose“; es soll dieser Ausdruck auch hier Ver¬
wendung finden, da die oft gebrauchte Bezeichnung „Druck¬
fugen" der Entstehung der Klüfte nicht entspricht.

Die Erweiterung der Lose zu Klüften hat bereits in
früheren geologischen Perioden stattgefunden und findet
gegenwärtig noch statt. Ungezählte Lose sind im Wechsel
geologischer Zeiten bereits zu Klüften, Spalten, Schluch¬
ten, Tälern erweitert worden und mit dem denudierten
Gestcin schließlich wieder verschwunden; ungezählte wer¬
den noch dieselbe Entwicklung nehmen, bis der letzte
Quadcrblock verschwunden ist.

Für die Erweiterung der Lose zu Klüften kommt
hauptsächlich die Verwitterung in Frage. Es ist prinzipiell
daran festzuhalten, daß alle geologischen Faktoren, die
unter dem Begriff Verwitterung zusammengefaßt werden,
auch tatsächlich an dieser Verwitterung teilhaben, also
nicht nur einzelne, z. B. nur das Wasser oder nur der
Wind.

Natürlich haben diese Faktoren sich nicht zu allen
Zeiten in gleicher Weise betätigt, sondern in den ver¬
schiedenen geologischen Perioden je nach dem Klima ver¬
schieden intensiv. Wenn Obst schreibt, „selbst einer auch
nur einigermaßen bedeutungsvollen Erweiterung der Klüfte
durch die Verwitterung wird man nicht beipflichten“, so
ist das entschieden eine Verkennung der Tatsachen. Denn
gerade die Verwitterung ist wohl der wichtigste Faktor,
der für die Erweiterung der Klüfte in Frage kommt.
Welchen Einfluß sie hat, wird aus den folgenden Erörterun¬
gen zur Genüge hervorgehen ; hier sei vorläufig nur darauf

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hingewiesen, daß beinahe jeder Wasserlauf seinen Weg
den Kluftsystemen entlang nimmt, entweder das eine oder
das andere oder beide im Zickzack benutzend.

Die eine Erweiterung der Klüfte bewirkenden Faktoren
sind im einzelnen folgende:

1. Mechanische Lockerung durch Wässer,

2. Chemische Verwitterung,

3. Spaltenfrost,

4. Wind, Insolation, Temperaturunterschiede, Neigung
auf nachgebender Unterlage,

5. Wirkungen der Vegetation.

1. Mechanische Lockerung durch Wässer.

Durch das über die Oberfläche hinspülende Regen¬
wasser findet eine rein mechanische Erweichung und
schließliche Wegführung des Zements statt, wodurch die
Quarzkörner des Gesteins den Zusammenhang untereinander
verlieren. Wenn auch die mechanische Lockerung nur an
der Oberfläche selbst und in ganz geringer Entfernung
von dieser stattfinden kann, so werden doch dadurch, daß
der Schutt andauernd von Regen und Wind weggeführt
wird, immer neue Schichten der Lockerung zugänglich
gemacht.

Infolge des geringen Widerstandes des Gesteins längs
der Lose findet natürlich in dieser Richtung eine inten¬
sivere Einwirkung statt, wodurch kleine, etwas vertiefte
Rinnen entstehen, die der späteren Erosion den Weg weisen.
So kommt es, daß die Täler der Sächsischen Schweiz in
der Mehrzahl einer bestimmten Kluftrichtung folgen,
während die von diesen abzweigenden Nebenschluchten die
andere Kluftrichtung als Weg benutzen.

Bei vollständig horizontaler Schichtenlage erfolgt das
Eingraben des Oberflächenwassers auch dergestalt, daß
abwechselnd die eine und die andere Kluftrichtung benutzt
wird, so daß eine Zickzacklinie entsteht. Manche iso¬
lierte Felsen, insbesondere die Talkessel der sogenannten
Hinteren Sächsischen Schweiz zeigen dann staffelförmig vor-
und zurück tretende Wände.

Die Auswertung eines kleinen geologischen Vorganges
in unabsehbaren Zeiträumen zu gewaltiger Wirkung läßt
sich ermessen, wenn man typische Beispiele betrachtet. Die
nackte Oberfläche vegetationsloser Höhen zeigt die Kluft¬
systeme in ihrer ersten Anlage als feine schnurförmige,
geradlinige Vertiefungen; die zwischenliegenden Gesteins-

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platten sind sanft erhaben. Nach jedem größeren Regen
erscheinen die Kluftlinien oben wie scharf ausgemeiselt,
Quarzkörner gucken mit ihren scharfen Spitzen leicht aus
dem Zement, andere stecken nur noch mit ihrem unteren
Teil darinnen, daneben sieht man Löcher im Zement, aus
denen die Quarzkörner herausgebrochen sind, während die
meist nur erst wenige Zentimeter tiefe und wenige Milli¬
meter breite Kluft mit losen Körnern angefüllt ist. Räumt
man dieselbe aus, so hat man nach einigen Monaten wieder
die alte Erscheinung.

2. Chemische Verwitterung.

Nicht alles Wasser läuft oberflächlich ab, ein TeiL
sickert in das Gestein ein und tritt später als Quell- oder
auch als Schwitzwasser wieder zutage. Hettneb meint,
„die Wirkung dieses Schwitzwassers ist eine rein mecha^
nische“, und an anderer Stelle, daß die graue Kruste
des Sandsteins „nicht auf einer chemischen Umwandlung4 ‘
beruhe. Obst sagt, „die Quadersandsteine verwittern ledig¬
lich mechanisch“.

Demgegenüber hat Beyer die allgemeine Verbreitung
und die große Bedeutung der chemischen Verwitterung
gezeigt. „Die Entwickelung der charakteristischen und
bekannten Kleinformen im Quadersandstein der Sächsischen
Schweiz, der Waben, Steingitter, Löcher und Höhlchcn
ist in erster Linie auf chemische Verwitterung zurück¬
zuführen“.

An besonders geschützten Stellen, unter Überhängen,
in Höhlen findet man oft ganz feine, fadenförmige Klüfte;
fährt man mit einem Blatt Papier in denselben entlang,
so fällt ein feines Pulver heraus, welches sich schon
bei oberflächlicher Prüfung als der von Beyer beschriebene
Alaun erweist. Nach längerer Zeit hat sich der feine
Spalt mit erneuten Ausblühungen bedeckt. Beyer bemerkt
hierüber: „Diese chemischen Vorgänge sind an die Gegen¬
wart zirkulierender Wässer gebunden, weiche freie
Schwefsäure enthalten. Sie bestehen zunächst in der Zer¬
störung des Bindemittels im Sandstein durch Entziehung
von Aluminium, Kalzium und Kalium und in der Neu¬
bildung von Kali-Ammoniumalaun und Gips“.

Die prinzipielle Bedeutung dieses Vorganges gegenüber
der mechanischen Lockerung liegt darin, daß bei dieser
hauptsächlich ein oberflächliches Erweitern der Klüfte nach
der Breite stattfindet, während hier ein Erweitern derselben

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nach der Tiefe erfolgt und an solchen Stellen, die gegen
Oberflächenwasser geschützt sind.

Der sedimentäre Ursprung des Eibsandsteingebirges legt
in Analogie mit anderweitem Vorkommen von Schwefelkies
in Mergeln, Mooren usw. die Vermutung nahe, daß dieser
auch hier sedimentärer Herkunft sei. Es muß jedoch
auf fallen, daß derselbe gleichmäßig auf alle Horizonte ver¬
teilt ist, während doch bei sedimentärer Entstehung in
den verschiedenen Horizonten eine Anreicherung oder Ver¬
minderung stattfinden mußte, je nach den verschiedenen
Bildungsbedingungen.

Hierzu kommt, daß Schwefelkies und mit ihm die von
Beyer beschriebenen Ausblühungen in größerem Umfange
nur in dem tektonisch stark beanspruchten nördlichen Flügel
der Sächsischen Schweiz bekannt sind; ganz besonders
häufig ist deren Auftreten in der Nähe von Basaltaüf-
brüchen, z. B. am Zschirnstein, Winterberg, Goldstein.
Das Vorkommen von Schwefelkies steht somit wohl mit
den vulkanischen Ereignissen und der Tektonik des ganzen
Gebietes in Zusammenhang, so daß man nicht fehlgeht,
denselben als postvulkanisch anzusprechen.

3. S p a 1 1 e n f r o s t.

Ganz enorme Bedeutung kommt bei der Erweiterung
der Klüfte dem Spaltenfrost zu. Dieser kann sich in
doppelter Weise äußern: Von innen heraus, wie auch von
außen angreifend. An freistehenden Kluftflächen bemerkt
man ein Austreten des Sickerwassers nicht nur auf den
Schichtfugen, sondern fein verteilt auch an der ganzen
Wand. Diese das Bindemittel des Sandsteins füllende Berg¬
feuchtigkeit äußert vermöge ihrer Expansion bei der
Kristallisation eine ziemlich bedeutende Sprengwirkung und
bringt an den freien Kluftflächen die gelockerten Quarz¬
körner zum Absanden.

An besonders engen Spalten, die beim nächtlichen
Wiedergefrieren des hineingclaufenen Schmelzwassers vom
Eis vollständig ausgefüllt werden, erfolgt neben der i>e-
schriebenen Wirkung von innen zugleich ein Absprengen
der Quarzkörner von außen, so daß die Erweiterung solcher
Klüfte sehr rasche Fortschritte macht. Von der gewaltigen
Wirkung des Spaltenfrostes kann man sich leicht über¬
zeugen, wenn man die Sohle von Klüften im Herbste
sorgfältig reinigt und im Frühjahr den angesammelten
Quarzsand feststellt.

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4. Wind, Insolation, Temperaturunter¬
schiede, Neigung auf nachgebender Unter¬
lage.

Nur von lokaler Bedeutung und auf vegetationslose
Hochflächen beschränkt sind die Wirkungen von Wind,
Insolation und schroffem Temperaturwechsel. Besonders
der Einfluß des ersteren kann sich an Orten mit größerer
Sandschüttung, die gegenüber angreifenden Stürmen günstig
gelegen sind, zu beträchtlicher Höhe steigern.

Eine Erweiterung der Klüfte erfolgt auch dadurch,
daß sich einzelne Wände infolge Nachgebens der Unter¬
lage seitwärts neigen. In diesem seitlichen Neigen der
Wände sieht Obst sogar den Hauptgrund für die Er¬
weiterung der Spalten, wenn nämlich „nunmehr die ver¬
tikalen Tafeln, gleichsam aufatmend, von dem starken seit¬
lichen Druck, unter dem sie bisher gestanden, sich all¬
mählich seitlich zu neigen beginnen".

5. Wirkungen der Vegetation.

Auch Organismen wirken in besonderen Fällen kluft¬
verbreiternd, sei es auf chemische Weise durch Abscheidung
von lösenden Säuren, wie es bei manchen Algen, Moosen
usw. der Fall ist, sei es, wie bei den Wurzeln von
Bäumen, rein mechanisch. Natürlich können die Or¬
ganismen als kluftverbreiternder Faktor nur geringe lokale
Bedeutung beanspruchen.

III. Einfluß aus früheren geologischen Perioden.

Wenn die Einwirkung all dieser Faktoren natürlich im
einzelnen Falle klein und unbedeutend ist, so summiert
sie sich doch im Laufe geologischer Perioden zu gewaltigen
Größen. Zu dieser Summierung der Gesamtwirkung als
einer Folge der Zeit kommt nun noch eine Potenzierung der
einzelnen Faktoren in den verschiedenen geologischen
Perioden. Die Erweiterung der Lose zu Klüften durch
Verwitterung begann natürlich sofort mit der Heraushebung
der Kreideplatte aus dem Meere, und jede folgende geo¬
logische Periode hat sich in der ihren klimatischen Ver¬
hältnissen entsprechenden Weise betätigt.

Das tropische Klima des Frühtertiärs z. B. bewirkte
durch Insolation usw. einen mechanischen Zerfall des Ge¬
steins, der sich natürlich in der Richtung der Lose als
bereits beanspruchten Zonen ganz besonders intensiv er¬
weisen mußte.

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Im Oligozän erfolgte bei einer tiefen Verwitterung
während der heißen und trockenen Sommer und Fortr
scnarfung aes tianaes wanrenö der regenreichen Winter
die Herausbildung einer Rumpffläche. Erst im Pliozän
setzte die neue Modellierung mit größerer Stärke ein.

So fand die beginnende diluviale Eiszeit ein bereits vor¬
präpariertes Feld für ihre weitere modellierende Tätigkeit

Wenn auch allem Anscheine nach das Gebiet der
Sächsischen Schweiz selbst eisfrei gewesen ist, so steht
die Einwirkung der klimatischen Faktoren dieser Periode
doch bei der unmittelbaren Nachbarschaft außer Frage.
Wir befinden uns hier im Gebiete der „periglazialen Fa¬
zies“ Loszinskis. Wegen seiner völligen Vegetationslosig-
keit war das Gestein schutzlos und daher intensiver Be¬
arbeitung leicht zugänglich. Bedeutende Insolation am Tage
in Verbindung mit enormen nächtlichen Temperaturstürzen
wirkten mechanisch zertrümmernd; bei der feuchten Luft
und dem tiefen Temperaturstand während der Nacht konnte
9ich auch der Spaltenfrost in ausgiebiger Weise betätigen.
Dann «führten die gewaltigen Steppenstürme der post¬
glazialen Zeit das aufbereitete Material ohne weiteres als
Sandstrahlgebläse gegen die bereits früher herausmodellier¬
ten Klüfte.

Eine erodierende Tätigkeit diluvialer Schmelz wässer
dagegen kommt wohl nicht in Frage, sicher wenigstens haben
diese keine entscheidende Rolle gespielt. Denn einmal sind
die Schmelzwässer am Rande des Eises als Stauwässer
zu denken, also ohne besondere Erosionskraft; dann aber
fehlen im Bereiche der Kreide diluviale Aufschüttungs¬
massen, wie auch die Feuersteingrenze zum größten Teil
um deren Gebiet herum verläuft.

Vergl. Staff: „Mithin werden wir annehmen dürfen,
daß unmittelbar am vorgeschobensten Eisrande weder die
verfügbare Zeit, noch die Mächtigkeit des Eises ausreichte,
hier nennenswerte Reliefveränderungen herbeizuführen.
Hatte doch das Eis hier ein Gegengefälie zu überwinden
und wurde demzufolge von seinen eigenen Schmelzwässern
fortgesetzt seines wirksamsten Hobels, der Grundmöräne,
durch subglaziale Unterwaschung beraubt.“

IV. Die Kluftsysteme.

Für die Messung und Beurteilung der Klüfte eignet sich
der rechts der Elbe gelegene Teil der Sächsischen Schweiz
in hervorragendem Maße, der linkselbische Flügel da-

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gegen nur bis etwa zu der Linie Langenhennersdorf — Reich¬
stein— Niedergrund, während die äußerste Südspitze
(Rosenthaler, Cunnersdorfer, Christianburger, Schneeberger
.Revier) kaum in Betracht kommt. Diese Reviere liegen
bereits auf dem gehobenen Erzgebirgsflügel und sind bei
dessen Empor Wölbung wohl mit gehoben, sonst aber tek¬
tonisch wenig beansprucht worden; dagegen ist der mittlere
und nördliche Teil der Sächsischen Schweiz bei der Heraus¬
hebung der Erzgebirgsscholle in erheblichem Grade tek¬
tonisch beeinflußt worden.

Schon rein orographisch tritt diese Verschiedenheit in
die Erscheinung. Die im Elbgebiet herrschenden zahllosen
Klüfte bieten der Verwitterung leichte Angriffspunkte, wes¬
halb dieser Teil des Quadergebirges aus vielen engen
Schluchten, steilen Wänden, isolierten „Steinen“ usw. be¬
steht. Ein ganz anderes Bild bietet der Südflügel. Infolge
der geringen tektonischen Inanspruchnahme sind die Kluft¬
systeme nur sehr mäßig ausgebildet, weshalb auch die
scharfkantigen Reliefformen zurücktreten.

So zeigt dieser Teil des Sandsteingebirges einen ähn¬
lichen Charakter wie das benachbarte Gneisgebiet: an
Stelle schroffer Wände und steiler Abfälle eine milde,
sanft geböschte Hügellandschaft. Die Verwitterung äußerte
sich hier in einer mehr gleichmäßigen Denudation des
ganzen Komplexes, nicht in der Herausbildung eines so
vielgestalteten Reliefs wie im nördlichen Teile.

Eine Ausnahme macht das Gebiet der Tyssaer Wände,
das außerordentlich reich geklüftet ist. Hier stößt die Erz
gebirgsflexur auf die über Weesenstein— Burkhards w aide —
Berggießhübel — Gottleuba streichenden Falten des Elbtal¬
schiefergebirges. Das Aufeinanderstoßen zweier konträrer
Tendenzen bewirkte eine gewaltige Kraftäußerung, in
deren Verlauf es nicht nur zu einer bloßen Anlage von
Diaklasen kam, sondern zu einer relativen Zertrümmerung
des zwischen beiden Kraftrichtungen eingeklemmten Kreide¬
komplexes. Die in der nächsten Umgebung von Tyssa
so zahlreichen Basaltdurchschlägc können wohl auch als
ein Beweis lebhafterer tektonischer Tätigkeit gerade in
diesem Gebiete gelten. Wohl sind die Täler und lang-
gezogenen Kessel der Tyssaer Wände in elbtalgebirgiscliem
und erzgebirgischem Sinne orientiert; jedoch hat weitgehende
Erosion die Klüfte derart erweitert, abgerundet, die Wände
zum Einstürzen gebracht, daß sich dieses Gebiet für Messun¬
gen nicht eignet.

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Die Klüfte der Sächsischen Schweiz lassen sich in
zwei Systeme zusammenfassen:

das Lausitzer System,
parallel der Lausitzer Granitüberschiebung, imd
das Erzgebirgißche System,
der Fortsetzung der Erzgebirgsflexur entsprechend. Die
zahlreichen Messungen im Arbeitsgebiete während der Jahre
1919, 1920 und 1921 haben nun zu dem Ergebnis geführt,
daß beide Systeme wieder in Unterabteilungen gegliedert
werden können, je nachdem, ob eine der beiden Haupt¬
richtungen herrscht oder ob durch Interferenz beider Systeme
abgelenkte Richtungen auf treten.

A. Lausitzer System.

a) Elbtalgebirgische Hauptrichtung;

b) abgelenkte Richtungen:

1. Wildsteiner Richtung,

2. Sternberger Richtung,

3. Wolfsberger Richtung.

B. F. r z g e b i r g i s c h e s System.

a) Frauenstein — Dippoldiswaldaer Hauptrichtung;

b) abgelenkte Kamnitzer Richtung.

A. Lausitzer System.

Die Klüfte dieses Systems streichen parallel der Lau¬
sitzer Überschiebungslinie. Dieser Parallelismus ist um so
augenfälliger, als die Klüfte dem Verlauf des Granitrandes
nicht nur im allgemeinen folgen, sondern jede Abbiegung
desselben beharrlich mitmachen, so daß eine äußerst voll¬
kommene Übereinstimmung entsteht.

a) Elbtalgebirgische Hauptrichtung.

Die zu dieser Einheit zusammengefaßten Klüfte sind
parallel den paläozoischen Falten des Elbtalschiefergebirges
und den alten Quetschzonen des Lausitzer Granitmassivs.

Da das paläozoische4 Faltensystem nicht eine einfache
Linie darstellt, sondern aus einem Bündel bald konver¬
gierender, bald divergierender Faltenzüge bestellt, so ist
das von diesem abhängige Kluftsystem in seiner Streich¬
richtung gewissen Schwankungen unterworfen.

Als Mittel des Streichens wurde der Quarzgang Falken¬
hain — Weesenstein — Seidewitz — Fricdrichswalde ange¬
nommen = N 50° W.

Verlauf der Lausitzer Störungslinie:

N 55° W.

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Verlauf der Klüfte:

I. Rechts der Elbe.

1. Gebiet zwischen Uttewalder Grund — Straße Lohmen-
Hohnstein— Amselgrund — Elbe.

Wände des Uttewalder Grundes, des Basteigebietes und
der Gansfelsen.

Die Klüfte variieren zwischen
N 55° W und N 62° W.

Die Mehrzahl der Klüfte hält sich in den engen Grenzen
N 59° W bis N 61° W, und zwar machen die N 59° YV und
N 60° W streichenden Klüfte genau die Hälfte aller ge¬
messenen zwischen N 55° W und N 62° W aus.

2. Gebiet zwischen Amselgrund — Hohnstein — Waitz¬
dorf— Kohlmühle — Schandau — Elbe.

a) Hohnstein, Kaltes Loch, Schindergraben.

Der untere Grenzwert der Klüfte ist

N 52° W, der obere N 67° W. In der Mehrzahl streichen
die Klüfte zwischen N 60° W und N 64° W.

b) Waitzdorf er Wände.

Da3 Streichen verteilt sich ziemlich gleichmäßig auf
N 65° W bis N 74° W,

und zwar so, daß die Klüfte mit dem niedrigeren Werte
im westlichen, mit dem höheren Werte im östlichen Teile
liegen.

c) Schulzengrund.

Die Kluftrichtung liegt zwischen

N 62° W und N 66° W.

d) Lilienstein.

Die Kluftrichtungen bewegen sich zwischen
N (58° W und N 74° W,

am meisten vertreten sind die Richtungen N 69° W,
N 70c W, N 71° W.

3. Gebiet der Schrammsteine, Affensteine, Thorwalder
Wände.

a) Längs dem über die Schrammsteine führenden Grat¬
wege sind Klüfte recht häufig, welche zwischen

N 34° W und N 39° W

streichen.

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Ferner: Zahnsgrund: N 40 bis 45° W,

Schrammtor: N 42 bis 46° W,

Zurückeweg: N 40° W.

Auf den gegen die Elbe abfallenden Wänden in der
Nähe des Schrammtores liegt das Streichen der Klüfte

zwischen

N 42° W und N 46° W.

b) Auf den gegen den Zschand hin abfallenden, mit
verschiedenen Namen belegten Wänden des weiteren Affen¬
steingebietes variieren die Kluftrichtungen zwischen

N 35° W und N 45° W.

Heringstein: N 39 bis 43° W,

Langes Horn: N 36 bis 42° W,
Bloßstockgebiet: N 36 bis 45° W,

Spegenhorn: N 40 bis 45° W,

Bärfangwände N 30 bis 35° W,

Raubschloß N 30 bis 35° W.

c) In den vorderen Thorwalder Wänden sind Klüfte von
N 45° W bis N 50° W

herrschend.

Thorwalder Wände: N 40 bis 50° W,
Kiefernhöhe: N 35 bis 40° W,

Flügelwände N 35 bis 40° W,

Partschenhörner : N 40 bis 45° W.

II. Links der Elbe.

1. Gebiet zwischen Elbe — Straße Pötzscha - Naundorf -
Langenhennersdorf — Bielatal.

a) Breite Heide.

Die Klüfte streichen zwischen

N 63° W und N 66° W.

b) Labyrinth — Nikolsdorfer Wände— Bemhardstein.

Unterer Grenzwert der Klüfte ist

N 57° W, oberer N 67° W.

Besonders charakteristisch sind die Klüfte von N 61° W
bis 66° W.

c) Bärenstein.

Auf dem Bärenstein, dessen Klüfte ziemlich unregel¬
mäßig verlaufen, herrschen solche vor mit einem mittleren
Streichen von vr w

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2. Gebiet zwischen Bielatal— Elbe — Landesgrenze.

a) Pfaffenstein, Papststein.

Die Klüfte variieren zwischen

N 58° W und N 66° W.

Am deutlichsten ausgeprägt und zugleich in der Mehr¬
zahl vorhanden sind die Klüfte von N 63 bis 65° W.

b) Gohrisch.

Die meisten Klüfte des hier sehr unruhigen Kluft¬
systems streichen zwischen

N 43° W und N 50° W.

c) Großer Zschirnstein.

Das Streichen der Klüfte am Abhang des Großen
Zschirnsteines bewegt sich zwischen

N 40° W und N 52° W.

Einen hervorragenden Platz im System nehmen die im
Zuge Bärenstein — Gohrisch— Zschirnstein liegenden Klüfte
ein. Dieser Zug läuft aus in die bekannte Aufsattelung
des paläozoischen Schieforgcbirges bei Mittelgrund, so daß
hier also der Zusammenhang des Kluftsystems mit dem
paläozoischen Faltenzuge tatsächlich gegeben ist.

Auffallen muß, daß in fast allen Gebieten neben den
normalen Klüften um X 50° W auch solche auftreten, welche
die Grenze nach oben wrie nach unten bedeutend über¬
schreiten, ja in einzelnen Gegenden sogar herrschend
werden. Die Ablenkung der Klüfte vom normalen elbtal-
gebirgisehen Streichen beruht auf zwei Ursachen.

1. Lokal w erden Störungen im Streichen durch Basaltauf*
brüche hervorgerufen, besonders im Gebiete der sogenaimten
Hinteren Sächsischen Schweiz, also im Winterberg-Affen¬
steingebiet, wo auf engem Raume eine verhältnismäßig große
Anzahl von Basaltdurehbrüchen stattgefunden hat. Die
größten Abweichungen vom normalen Streichen herrschen
stets in der Nähe des Basaltganges selbst, in einiger Ent¬
fernung von demselben wird dagegen das Streichen allmäh¬
lich wieder normal.

2. Eine größere Bedeutung als den Basalten kommt der
Eizgebirgsflexur zu und den zahlreichen sie begleitenden
Porphyrgängen, welche die unter die Kreide untertauchende
Gneiskuppel in erzgebirgischer Richtung durchsetzen. Unter
dem Einfluß derselben werden die elbtalgebirgischen Klüfte
an verschiedenen Stellen in eine westnordwestliche Richtung

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abge lenkt, ohne daß aber dadurch das elbtalgebirgische
Streichen in seiner Gesamtheit beeinträchtigt würde.

b) AbgeienkteRichtungen.

1. Wiidsteiner Richtung.

Nördlich Schandau trifft auf die in sudetischer Rieh*
tung verlaufende Lausitzer Hauptstönmg, die nach NO
gerichtete erzgebirgische Tendenz. Die beiden einander
etwa rechtwinklig schneidenden Kraftrichtungen beeinflussen
sich nun gegenseitig so, daß als Komponente zwischen
beiden eine neue, abgelenkte Richtung entsteht:

Die Wildsteiner Richtung = N 70 bis 75° 0.

Im Gebiete östlich Schandau haben wir also zwei
Kluftrichtungen: die alte elbtaJgebirgische Hauptrichtung
und die abgelenkte Wildsteiner; beide schneiden sich unter
einem spitzen Winkel. Wie ein großer Teil der Klüfte die
neue Richtung annimmt, so wird auch die Lausitzer Störungsl-
linie unter dem Einfluß der erzgebirgischen Tendenz nach
N 70° O abgelenkt.

Verlauf der Klüfte:

Gebiet zwischen Schandau — Altendorf — Kirnitzschtal-
straße — Großer Zschand — Landesgrenze — Elbe.

a) Schrammsteine.

Die Kluftrichtungen in diesem Gebiete bewegen sich
innerhalb der Grenzen von

N 60° O bis N 80° 0.

Besonders typisch sind folgende Klüfte:

Schrammtor: N 68° O bis N 79° 0,

Gratweg: N 67° O bis N 74° 0,

Rotkehlchenstiege: N 66° O bis N 68° O.

b) Dom, Carolafelsen, Heringsgrund.

Die weitaus größte Zahl der Klüfte hält ein Streichen
inne von N 73<, Q bis N 76« 0

Es treten jedoch auch seltene Klüfte bis hinunter zu
X 61 c 0 auf.

c) Winterberggebiet:

Lehne, Breites Horn: Das Streichen der Klüfte erfolgt
vornehmlich zwischen

N 65° O und N 69° O.

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Kleiner Winterberg: Die untere Grenze für die Streid
richtung der Klüfte liegt bei

N 61° 0, obere bei N 72° 0.

Als besonders charakteristisch müssen die in übci
wiegender Mehrheit auftretenden Klüfte zwischen N 67° (
und N 72° 0 angesprochen worden. Außerdem aber sin
auch folgende anomale Klüfte gemessen worden: N 50° C
N 80° O.

Heringstein :
zwischen

Die Streichrichtung der Klüfte
N 63° 0 und N 70° 0,

lieg

hauptsächlich aber bei N 67° 0, N 68° 0, N 69° 0.
Gleitmanns Horn: Untere Grenze ist hier

N 62° 0, oberste N 68° 0.
d) Zeughaus und Thorwalder Gebiet.
Barfangwände: Das Streichen der Klüfte verteilt sid
regelmäßig auf die Werte

N 65° 0 bis N 70° O.

Raubschloß: Neben den herrschenden Klüften von

N 70° 0 bis N 73° O

treten auch seltener solche von N 68° 0 und N 77° 0 auf
Kuhstall: Besonders charakteristische Klüfte streichen
zwischen N 67» q und N 76° 0.

Böses Horn, Spitzes Horn: Das Streichen der Klüfte
verteilt sich durchaus regelmäßig auf die Werte:

Thorwalder

Klüfte

N 74° 0 bis N 77° 0.

Wände: Bei .weitem vorherrschend sind
N 76° 0,

doch treten auch öfter solche bis N 70° 0 auf.

Grenzwände bei Schmilka . N 75° O bis N 82° O,

Silberwand . N 75° O bis N 80° O,

Auerhahnwand . N 78° 0 bis N 85° 0,

Weberschlüchte . N 70° O bis N 80° 0,

Sandschlüchte . N 76° O bis N 85° 0.

Zwischen Saupsdorf und Hinterhermsdorf erfolgt wieder
eine Annäherung an die elbtalgebirgische Richtung = N 7 5:
bis 80° W.

Paß- und Lindigtgrund . . N 78° W bis N 83° W,

Quasengrund undllollstraße N 73° W bis N 78° W,

Hühnerkropf . N 73° W bis N 78° W,

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Rabenstein . .
Schweinelöcher .
Schwarzes Tor .

N 75° W bis N 70° W,

N 70° W bis N 75° W,

N 75° W bis N 78° W.

2. Sternberger Richtung.

Während die Wildsteiner Richtung eine mittlere Kompo¬
nente darstellt zwischen der elbtalgebirgischen und der
erzgebirgischen Richtung, gelangt im Raume Hinterherms¬
dorf — Zeidler — Khaa die erzgebirgische Tendenz entschieden
zur Vorherrschaft, so daß eine Ablenkung der bei Saups-
dorf N 75 — 80° W streichenden elbtalgebirgischen Klüfte

nach N 55 — 60° O erfolgt = Sternberger Richtung.
Paß- und Hantzschengrund . . . . N 58—62° O,

Paß- und Lindigtgrund . N 58 — 62° O,

südlich Hoher Stein . N 55 — 60° O,

östlich Benediktstein . N 56 — 62° O,

Böhmisches Raubschloß . N 57—65° C),

südlich Taufstein . N 58—62° (),

Käs und Brot . N 62° O,

Rotes Floß . N 60—63° O,

Hengstgrund . N 60 — 63° O,

südlich Neuhaus . N 60 — 65° O,

Wüstes Schloß . N 58-62° O.

3. Wolfsberger Richtung.

Die Klüfte der Wolfsberger Richtung sind aus der elb¬
talgebirgischen Richtung unter dem Einfluß des ostsude-
tischcn Streichens abgelenkt nach

N 20° W.

Sie treten ebenfalls im Raume Hinterhermsdorf, Zeidler,
Khaa auf und schneiden sich beinahe rechtwinklig mit
den Klüften Sternberger Richtung.

Böhmisches Raubschloß . N 25° W,

Taufstein . N 16—22° W,

Bittier . N 22° W,

Käs und Brot . N 15—20° W,

Rotes Floß . N 20° W,

Hengstgrund . N 18 — 23° W,

Teufelstein . N 18° W,

Schatzkammer . N 18—20° VV.

Der Kluftverlauf in der Sächsischen Schweiz ist wichtig
für die Beurteilung der Frage, ob der unregelmäßige Ver

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lauf der Lausitzer Störung" als Erosionskontur einer Über¬
schiebung aufzufassen ist oder ob er tatsächlich auf einer
gewundenen Anordnung der Hauptstörung beruht.

Von Eschdorf verläuft die Störung über Hohnstein
bis Schandau parallel der elbtalgebir gischen Kluftrichtung;
mit dem Umbrechen der letzteren an der Hohen Liebe in
die Wildsteiner Richtung biegt auch die Störungslinie in
die neue Richtung um. Bei Saupsdorf nähert sich die Wild¬
steiner Richtung wieder mehr der elbtalgebirgischen, worauf
auch die Störungslinie sofort diese Richtung einschlägt. Der
Sternberger Kluftrichtung folgt die Granitgrenze in einem
flachen Bogen von Hinterhermsdorf — Zeidler; hier nimmt
sie mit dem Übergang der Klüfte in das sudetische Streichen
in einem scharfen Knick ebenfalls sudetische Richtung ein.

Den gesamten Verlauf der Störungslinie von Eschdorf
bis Khaa begleitet eine Quetsch- und Zerrüttungszone, vor¬
nehmlich des Granits, teilweise auch des Sandsteins. Von
besonderer Wichtigkeit aber sind die Jurafetzen, welche
sich neben Hohnstein hauptsächlich im Bogen von Hinter¬
hermsdorf — Zeidler— Khaa eingeklemmt zwischen Granit und
Kreide erhalten haben. Bei. Wolfsberg ist ebenfalls im
Schutze der Überschiebung eine Rotliegendscholle erhalten.
Verscliiedentlich ist auch Cenoman längs der Störungslinie
auf Turon überschoben.

Alle diese Tatsachen, insbesondere aber die völlige
Übereinstimmung der Störungslinie in allen ihren Phasen
mit dem Verlauf der Kluftsysteme sprechen dafür, daß der
Verlauf der Granitgrenze keine Erosionskontur ist. son¬
dern tatsächlich auf gewundener Anordnung
der Hauptstörung beruht.

Die Schwenkungen aus dem variskisehen in das sude¬
tische Streichen und umgekehrt erfolgen nicht allmählich
lx>genförmig, sondern plötzlich mit einem scharfen Knick,
ähnlich einem gebrochenen Stab. An den Umbiegestellen
schneiden sich dann die Klüfte der alten und der neuen
Richtung gitter förmig, da die ersteren noch ein Stück
weiter streichen, wenn die letzteren bereits in Erscheinung
treten. Diese Verhältnisse lassen sich gut verfolgen am
Sporn von Schandau, in der Nähe der Kimitzschschänke
und im Raume Hinterhermsdorf — Zeidler — Khaa.

Südlich des Sporns von Schandau, an der Hohen Liebe,
im Falkenstein- und Schrammsteingebiet schneiden sich die
Kluftrichtungen N 50° W und N 75° O, also elbtalgebirgische
und Wilds teiner Richtung.

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Tn der Nähe der Kirnitzschschänke treffen wir im
Paß*. Hantzschen-, Lindigt- und Quasengrund, an der Holl¬
straße. am Hühnerkropf und Habenstein Klüfte, welche
X 75° W und N 60° O streiclien; erstere entsprechen der
elbtalgebirgischen, letztere der Sternl)erger Richtung.

Besonders aber im engen Raume des Rogens von Hinter -
hermsdorf— Zeidler — Khaa bilden die Klüfte mit variski-
schem und sudetischem Streichen ein förmliches Gitterwerk.
Die Art der Wendung aus dem variskischen in das sude-
tische Streichen ist aus der schematischen Zeichnung in der
Anlage zu ersehen (Abb. 1).

Das Fallen der Klüfte Lausitzer Richtung.

In ihrer erdrückenden Mehrheit stehen die Klüfte Lau¬
sitzer Richtung seiger, von den gemessenen Klüften etwa

Abb. 1. Die Wendung aus dem variskischen in das
sudetische Streichen.

TuS. Das Fallen der nichtseigeren Klüfte zeigen sehr
instruktiv zwei durch das Arbeitsgebiet gelegte Profile.

a) Waitzdorfer Wände — Wendischfähre — Pfaffenstein.
Waitzdorfer Wände 75 — 82° nach SW bis 8SW einfallend.
Wendischfähre . . 8ü— 88° nach SW einfallend,

— Elbe —

Zeitschr. d. D. Geol. Oes. 1924. 7

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Pfaffenstein . . . 82 — 87° nach N bis NW einfallend

(Nordabhang),

80—82° nach N, NW, NO einfallend
(Südabhang).

b) Granitgrenze zwischen Diedrichsgrund und Kl. Zschand —
Dom — Elbe.

Kühnberg . . . 40 — 45° nach S bis 8SW einfallend,

Großstein .... desgl.

Dom . 75—80° nach S bis SO einfallend,

Breite Kluft . . . 85—88° nach S bis SSW einfallend,
Elbe . seiger.

Scheu

atische Darstellung siche Abb. 2.

Xd>en den in der Mehrzahl vorhandenen seigeren
Klüften treten also auch schräge Klüfte auf, welche nach
einem bestimmten Prinzip fallen. Rechts der Elbe fallen
diese Klüfte im allgemeinen nach S, SSW, SW, seltener
auch nach SO, auf jeden Fall aber in südlicher Richtung,
also vom Granit weg. Umgekehrt ist es auf dem linken Elb-
ufer, wo die nichtseigeren Klüfte gegen Norden hin fallen.

Weiterhin ist bemerkenswert, daß die Klüfte am Granit¬
rand schräger einfallen, gegen die Elbe hin aber allmählich
steiler werden und am Elblauf selbst seiger stehen. Ent¬
sprechend sind auf dem linken Elbufer auch die der Eibe
am nächstliegenden Klüfte die steileren, die entfernteren
dagegen die schrägeren.

Wir haben also den Fall, daß die Klüfte an den
Rändern der Mulde schräger einfallen und allmählich gegen
die Achse derselben immer steiler werden, um in der
Richtung der Achse selbst seiger zu stehen.

Beachtlich ist ferner, daß die Klüfte auf der rechten
Elbseite, also auf dem nördlichen, schmäleren Flügel der

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Mulde, beträchtlich schräger einf allen als auf dem südlichen,
breiteren Flügel.

Störungen in dem sonst regelmäßigen Fallen der Klüfte
können verschiedene Ursache haben. Am auffälligsten sind
Beeinflussungen durch aufquellende Basalt magmen, wie wir
solche am Winterberg, Spitzen Horn, Gleitmanns Horn,
Goldstein, Pohlshorn lind anderen feststeilen können. Ebenso
findet das anormale Fallen der Klüfte auf dem Gohrisch
md auf dem großen Zschimstein seine Erklärung in
Störungen durch den dort aufsetzenden Basalt, wie derselbe
ja auch das Streichen beeinflußt.

Ein Abweichen von der normalen Fällrichtung kann
■'tber auch schon hervorgerufen worden sein durch Um¬
stände, welche bei der Sedimentation eintraten, z. B. Nach¬
sacken usw. Auch an eine lokale Beeinflussung der Fall¬
richtung durch den Verlauf der Sättel- und Muldenünien
des paläozoisch gefalteten Grundgebirges ist zu denken.

Die Klüfte im Bogen von Zeidler — lvhaa, also der Stern-
beiger und Wolfsberger Richtung, stehen fast sämtlich
^eiger; wo schräges Einfallen zu beobachten ist, ist dieses
völlig regellos und meist von den hier zahlreichen Basalt-
durchschlägen abhängig.

B. Erzgcbirgisches Sy s t e in.

Die Klüfte dieses Systems folgen der Erzgebirgsflexur.
Dieselbe tritt im Arbeitsgebiet selbst nicht mehr auf,
andern endet bei Bodenbach, in zahlreiche parallele, west-
östlich streichende Verwerfungen sich auflösend.

a ) Frauenstein — D i p p o 1 d i s w a 1 d a e r
Hauptrichtung.

Als Mittel des Streichens wurde der Frauenstein —
Dippoldiswaldaer Porphyrgang angenommen = N 30° O.

Zur bequemeren Übersicht sind die Messungen in drei
einander parallelen Profilen geordnet, von SW nach NO
verlaufend.

1. Breite Heide— Wände des Uttewalder Grundes
I Brosche) — Hohnstein.

Breite Heide: Die Klüfte streichen zwischen
N 22° 0 und 32’ O.

Uttewalder Wände: Die Streichrichtung der ver¬
schiedenen, sehr zahlreichen Klüfte dieses Gebietes verteilt
sich ziemlich regelmäßig auf die Werte zwischen
X 21° O und X 30° O.

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100

Holmstein: Die Klüfte variieren zwischen
N 28° O und N 37° O.

Die Mehrzahl derselben hat ein Streichen von N 32 O
und N 33° O.

2. Bernhardstein — Quirl — Lilienstein — Sehulzengrund.
Dieses Pix)fil zeichnet sich durch eine große Konstanz

im Streichen seiner Klüfte aus. Im einzelnen verteilen
sich die Streichrichtungen sehr gleichmäßig auf folgende
Werte .

Beinhardstein . N 2b° Ö bis 32° O.

Quirl .... N 26° O bis 30° 0.

Lilienstein . . N 22° O bis 27° O,

Schulzengrund . X 26° O bis 30° O.

3. Pfaffenstein — Wendischfähre — Waitzdorfer Wände.
Der Pfaffensteinkomplex wird in typischer Weise von

Klüften durchschnitten, welche sich zwischen

N 28° O und N 34° O

bewegen.

Innerhalb sehr geringer Grenzen halten sich die Klüfte
der Gegend von Wendischfähre und der Waitzdorfer Wände.
Besonders auf letzteren treten sie dadurch in einen gewissen
Gegensatz zu dem hier etwas unruhigen Lausitzer Kluft -
System.

Die Streichrichtung dieser Klüfte ist folgende:
Wendischfähre . . . X 23° O bis 27° O.
Waitzdorfer Wände . N 27° O bis N 31° O.

Die Profile sind so gewählt, daß 1. der nördliche Punkt
jedesmal in der Nähe der Cberseliiebung liegt. 2. der
mittlere im Verlaufe des Elbtalgrabens (Muidenaetise).
3. der südliche etwa den gleichen Abstand vom mittleren
hat wie dieser vom nördlichen.

Das Fallen der Klüfte ist fast ohne Ausnahme» seiger,
ein schräges Einfallen kommt kaum vor.

Als eine besondere Eigentümlichkeit dieses Systems
ist zu erwähnen: Im ganzen Verbreitungsgebiet ist jeder
westwärts gelegene Flügel einer Kluftfläche gegenüber dem
östlicheren etwas abgesenkt. Der Absenkungsbetrag ist
jedoch bei enge aneinander gelegenen Klüften meist unmeß¬
bar klein; nur an besonders geeigneten Stellen läßt sieh
die Absenkung nacliw eisen, nämlich da, wo infolge der Denu¬
dation mehrere benachbarte» Kluftwände hintereinander

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101

Zft stört sind; dort erscheinen gleicht» Schichtflächen je nach
der Breite der Schlucht um einen gewissen geringen Betrag
.Togesenkt.

Da sich diese Verhältnisse im ganzen Gebiet des Elb-
talgrahcns westlich der Linie Hoher Schneeberg — Hohe Liebe
unausgesetzt wiederholen, so summiert sich diese ständige
Wiederholung zu einer allmählichen Abbiegung des Elb tal -
grabcns. deren Effekt wir schließlich darin sehen, daß der
Pläner, welcher lx?i Königstein noch etwa 250 m hoch liegt,
in Dresden in einer durchschnittlichen T.efc von 10 bis
30 m crbohrt worden ist.

b) Die Kam nitzer Richtung.

Das Verbreitungsgebiet der Klüfte dieser Richtung ist
nach Wostell begrenzt durch die von Rodenbach nordöstlich
^reichende Wölbungsachse.

Die Klüfte der Kanmitzer Richtung streichen
N 80° O bis w e s t ö s 1 1 i c h,

also parallel den von der erzgebirgisehen Richtung nach
Osten abgelonkten Kanmitzer Verwerfungen.

Sie sind besonders häufig im Gebiete des Kamnitzbaches
und des Roten Floßes zwischen Kirnitzsch und Khaa. Das
systen« selbst ist ein Abkömmling des erzgebirgisehen.

Etwa am Hohen Schnee1>erg stößt die Erzgebirgsflexur
auf die präexistenten Falten des Elbtalschiefergebirges. Die
Voigt.* davon ist ein unvermitteltes Ablenken der ersteren
aus der NO-Riehtung in die O-Richtung. Südlich Hoher
>chneebcrg — Tctschcn — Böhmisch Kamnitz entstanden im
Lauft» dieser Bewegung die bekannten Verwerfungen,
während es im nördlichen, also der Lausitz zu gelegenen
Teile nur zur Herausbildung von Klüften kam. In engem
Zusammenhang: mit dieser Tatsache steht der l instand, daß
(lii* südlichsten, den Verwerfungen am nächsten liegenden
Klüfte zugleich die charakteristischsten sind, während mit
zunehmender Entfernung nach Norden hin ein allmähliches
Abklingen und eine Interferenz durch die Lausitzer Rich¬
tung zu beobachten ist.

V. I>Ie Tektonik der sächsischen Kreide.

Dag Oebiet der sächsischen Kreideablagerung nennt
Lkpsiis eine „tektonische Graben Versenkung“. Diese Be¬
zeichnung ist insofern irreführend, als es sich nicht um
•*inen Graben in dem Sinne handelt, als ob rundliche

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Brüche oder steile Flexuren i vorhanden wären, sondern um
einen Graben in dem Sinne einer muldenförmigen Ein¬
senkung. Der Bau der ; Mulde ist unsymmetrisch, denn der
Südflügel übertrifft den Nordflügel um ein Bedeutendes an
Breite; auf der Linie Altendorf — Scliandau — Gottleuba ist
der erzgebirgische Flügel fast achtmal breiter als der
Lausitzer. Die Achse der Mulde wird auf sächsischer Seite
etwa durch den Lauf der Elbe gekennzeichnet.

Wir befinden uns hier in einem bereits seit dem Paläo¬
zoikum tektonisch beanspruchten Gebiet; es ist gewisser¬
maßen eine labile Krustenzone, die im Norden und Süden
zwischen feste Backen eingeklemmt ist. Ein solches Binden¬
stück ist nicht gekennzeichnet durch kurze, katastrophale
Ereignisse, sondern es hat vielmehr die Tendenz zu lang¬
fristigen, sich stetig wiederholenden, in auf- und abwärts
steigenden Kurven sich erschöpfenden Bewegungen. Auf
jeden Fall ist Kontinuität und Langsamkeit der Bewegungen
ein auffallendes Charakteristikum derartiger Zonen.

Auf vorcenomane Bewegungen weisen die an der
Lausitzer Störungslinie erhalten gebliebenen Jurareste und
die Kotliegendscholle von Wolfsberg hin.

a) Hebung des Erzgebirges, Absinken der
Kreidemulde, Entstehung des Lausitzer
Kluftsystems.

Zur Zeit der Kreideablagerung befand sich der bereits
präcenoman vorhandene Graben in langsamer, aber steter
Senkung; nur so ist die Ablagerung dieser mächtigen
Sedimente denkbar. Nach Abschluß der Sedimentation ist
dann die Bewegung zum Stillstand gekommen. Im Früh¬
tertiär aber erwachte die* alte Senkungstendenz von neuem.
Der Grund für das Wiederauftreten der Absenkungserschei¬
nungen und letzten Endes der Grund für die gesamte
Tektonik der Sächsischen Schweiz überhaupt ist zu suchen
in der Heraushebung des Erzgebirgskammes.

Die Emporpressung de«? Erzgebirgskammes erfolgte be¬
kanntlich dergestalt, daß der südliche Rand in Brüchen
und steilen Flexuren beträchtlich nach Böhmen hin absank,
während im Norden eine schildförmige Emporwölbung
stattfand.

Diese Aufwölbung des nördlichen Gneisvorlandes des
Erzgebirges hatte eine Hebung des Süd f lüge ls des Lepsius-
scheri Grabens zur Folge, wodurch der Südrand der Kreide¬
platte in ein wesentlich höheres Niveau kam als der

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103

Nordrand. Für das Gebiet Tharandt— Grillenburg macht
nach Staff die Hebung etwa den gleichen Betrag aus
wie die gesamte cenomane Absenkung.

Eine genaue Schätzung gestatten die Verhältnisse im
Süden des Arbeitsgebietes. Am Südabhange des Hohen
Schneeberges streicht che Plänerschicht in einer Höhe
zwischen 500 m und 550 m aus, während im Biclagrunde
nahe Königstein dieselbe Schicht in etwa 250 m Höhe aus¬
streicht, so daß auf eine Entfernung von 12 km die Hebung
etwa 300 m beträgt.

Diese einseitige Hebung konnte nun nicht ohne Einfluß
auf die starre Kreidetafel bleiben. Durch die Vermehrung
der Massen bei der Heraushebung des Erzgebirges mußte
eine Verminderung des Raumes eintreten; diese nun wieder
konnte sich dergestalt äußern, daß das dazwischen liegende
Gebiet entweder gefaltet oder gehoben oder abgesenkt wurde.
Da wir uns in einer seit dem Paläozoikum labilen Zone
mit ausgesprochener Senkungstendenz befinden und die
Kreidemulde ohnedies unter dem Drucke der Sediment-
belastung stand, so erfolgte Absenkung.

Jedoch geschah diese Absenkung nicht auf beiden
Flügeln der Mulde gleichmäßig. Der erzgebirgische Flügel
ist bis um das Achtfache breiter als der Lausitzer, und
schon aus diesem Grunde* mußte der Effekt auf beiden
Flügeln ein verschiedener sein. Hierzu kommt dann noch,
daß der Südflügel auf bereits paläozoisch gefaltetem Unter¬
gründe liegt, der infolgedessen starr und widerstandsfähig
war, während der Nordflügel auf der sehr schmalen und
darum relativ steilen Granitl>ösehung lag.

Durch die Emporhebung des Südrandes der Kreidetafel
und die damit zusammenhängende sekundäre Absenkung
der Mulde wurden die ursprünglich horizontal abgelagerten
Schichten aus der schwebenden Lage in eine nördlich
geneigte überführt. Die Schichtenneigung beträgt zwischen
der Erzgebirgsflexur und der Elbe etwa 2 — 3° nach N.
Jenseits der Elbe fallen die Schichten nur selten und
ganz leicht nach N ; meist liegen sie horizontal oder fallen
sogar leicht nach S ein.

Nimmt man eine durchschnittliche Neigung von 2° an,
so würde die Heraushebung des südlichsten Randes der
Kreideplatte etwa 525 m betragen, bei einer Breite von
15 km; einer durchschnittlichen Schichtenneigung von 2,5°
würde eine Hebung von 650 m entsprechen.

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104

Die Elbe bezeichnet die Linie, wo die Neigung aus
über 2° in die horizontale Lage übergeht. Es entsteht also
auf diese Weise ein Knick in der Tafel, der vom Lauf der
Elbe benutzt worden ist. Wir dürfen diesen Knick wohl
deuten als die* Projektion der Muldenachse auf die darüber
liegende Kreidetafel, längs welcher die tiefste Absenkung
erfolgte. Diese Achse liegt also dem nördlichen Graben -
rarnl bedeutend näher als dem südlichen.

Auf dem Nordflügel erfolgte nun nicht wie auf dem
Südflügel eine bloße Neigung der Schichten; denn hier
machte sich dasselbe Maß der Absenkung auf einem sechs-
bis achtmal schmäleren Streifen mit darum um so größerem
Effekt geltend. Das Einsacken der Mulde äußerte sich
hier in Zerrungserscheinungen. Es erfolgte in der Mulden¬
achse von unten her ein Zug auf die darüberliegendejn
Partien der Kre datte.

ln der Ae! und deren nächster Umgebung

äußerte sich dieset -ug senkrecht nach oben; mit zu¬
nehmender Entfernung von der Achse wurde er jedoch
immer schräger und schräger, bis er am Rande der Mulde
parallel der Böschung verlief. Ihren tektonischen Ausdruck
fand diese Zerrung in der Ausbildung eines Kluftsystems,
welches parallel der Achse und parallel der dies* ’eich-
gerichteten Muldenkante verläuft.

ln der Achse selbst und deren Nähe müssen diese Klüfte
entsprechend der Zugrichtung seiger stehen: je weiter man
aber nach N gegen den Rand der Mulde hingeht, um so
schräger müssen sie einfallen, bis an der Muldenkante
selbst die Komponente, die ein Gleiten parallel der Unter¬
lag«* herbei zuführen trachtete, ihr größtes Maß erreichte.

Dies führte schließlich zur Herausbildung der wohl-
bekannten Harnische, welche längs der Lausitzer Störungs¬
linie in instruktiver Weise das tektonische Bild vervoll¬
ständigen.

Damit ist auch vollkommen die eigentümliche Tatsache
erklärt, daß das Lausitzer Kluftsystem nur auf dem
schmalen Streifen von der Überschiebung bis wenig jenseits
der Elbe auftritt, nicht aber auf dem breiten Südflügel der
Mulde; denn sowie die Achse der Synklinale um ein wesent¬
liches überschritten ist, sind die Prämissen für dieses System
nicht mehr gegeljen.

So folgt denn aus den vorstehenden Erörterungen,
d a ß die i m L a u s i t z e r S y s t e m z u s a m m e n -
gefaßten Klüfte nicht Dru c k e r s e h e i n u n g e n

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105

?« i n (1 , sondern im Gegenteil ihre Ursache in
Zerrungen haben, die von der Achse der abäinkenden
Kreidemulde ausgehen. Es sind gewissermaßen Serien von
Disjunktivbrüchen, deren Sprunghöhe unmeßbar klein ist.
(Abb. 3.)

b) Entstehung des e r z g e b i r g i s c h e n Systems.

In der Gegend von Bodenbach stößt die Erzgebirgsflexur
mit den bei Gottleuba — Berggießhübel unter die Kreide
einfallenden paläozoischen Falten zusammen. Die unmittel-

Abb. 3 Entstehung der Klüfte durch Zerrung in der Muldenachse.

bare Folge dieses Zusammentreffens zweier gegeneinander
gerichteten Bewegungstendenzen ist ein Abbiegen a) der
t-lbtalgebirgischen in die Wildsteiner Richtung, b) der erz-
gebir ien in die Kamnitzer Richtung.

nach NO gerichtete erzgebirgische Tendenz ist
jedoch noch immer kräftig genug, um in der alten Rich¬
tung weiter von Eulau bis zur Granitgrenze, wenn auch
keinen Bruch oder Flexur, so doch wenigstens eine Zer¬
rüttungszone zu schaffen. Die Wirkung dieser Kraftäuße¬
rung der erzgebirgischen Tendenz sehen wir einmal in
der Aufsattelung der paläozoischen Schichten, wie sic1 uns
zwischen Nieder- und Obergrund im Elbtale entgegentreten,
andererseits in den nähen förmig geordneten basaltigen Auf¬
brüchen, welche dieser Zerrüttungszone folgen und fächer¬
artig auseinandergehen, um sich der Kamnitzer Streich-
richtung anzupassen.

Die wichtigsten Basaltlinien sind:

a) Großer Zschirnstein — Eisenhübel — Sauhübel — G roßer
Winterberg — Goldstein — Zeughaus — Pohlshorn = N öO
bis 60° O;

b) Großer Winterberg — Spitzes Horn — Hochhübel —
Wettineiche— Mühlhübel — Wolfsberg = N 60 — 70° O;

c) Raumberg — Hohwiese — Bittier — Neuhaus — Zeidler-
Husche = N 80° O.

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Die Emporwölbung des Paläozoikumsattels bei Nieder -
grunrl bildete ein Scharnier, von dem aus die unter dem
Druck der Erzgebirgsheraushebung stehende Abbiegung des
präzenomanen Grabens in westlicher Richtung geschah. Die¬
selbe erfolgte nicht nickweise in Brüchen oder Floxuren.
sondern langsam und kontinuierlich. Auf die darüberliegende
starre Sandsteinplatte äußerte sich -das schrittweise Ab¬
biegen der Unterlage in Zerrungen, als deren Effekt dir*
parallel zu der Erzgebirgsflexur und dem Frauenste in —
Dippoldiswaldaer Po rphvrst reichen verlaufenden Klüfte von
N 25 — 30° O ,in die Erscheinung traten. Die seigere Stellung
derselben deutet auf einen gleichmäßigen Zug von unten.

Da infolge dieser progressiven Abbiegung der Mulde
jede westlicher gelegene Kluft fläche gegenüber der öst¬
licheren eine wenn auch nur geringe Absenkung erfahren
hat, ist im Elbtale sehr oft eine leichte westliche Schichten¬
neigung festzustellen. Bei einem zwischen zwei entfernteren
Klüften infolge von Denudation entstandenen Hiatus ist
an der Verschiebung ein und derselben Schichtfläche der
Betrag der Absenkung leicht zu ersehen.

Wir kommen demnach zu dem Resultat, daß d i e
Klüfte des erzge bi rgi sehen Systems, ähnlich
wie die des Lausitzer, ihre Entstehung nicht Druckwirkungen
verdanken, sondern es sind ohne Z w e i f e 1 Zer¬
rungsphänomene. Die erzgebirgischen Klüfte sind
ihrer Entsetzung nach als Verwerfungen anzusprechen.

Im tektonischen Bilde der sächsischen Kreidemulde
findet demnach eine doppelte Senkungserscheinung ihren
Ausdruck. Unter dem Drucke der nördlich fortschreitenden
erzgebirgischen Tendenz kommt es einesteils zu einem Ein¬
sinken der Kreidemulde und zur Ausbildung der elbtal-
gebirgischen Klüfte, anderenteils erfolgt ein allmähliches
Abbiegen des Elbtalgrabens in westlicher Richtung und
Anlage des erzgebirgischen Kluftsystems.

Der östlich von der Aufsattelung des Paläozoikums bei
Mittelgrund liegende Flügel der Sächsischen Schweiz erfuhr
in der jungen Phase keine progressive Abbiegung, sondern
erscheint vielmehr in seiner Gesamtheit oder auch überhaupt
nicht abgesenkt; denn die Kreideschichten fallen nicht nach
Süden ein, sondern bewahren durchweg ihre horizontale
Lagerung.

Die westöstlich streichenden Klüfte des Kamnitzer
Systems entsprechen genetisch durchaus den

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südlichen Verwerfungen und sind demnach auch
als solche anzusprechen.

Ein schematisches Bild der jungen Bewegungen gibt
die in der Anlage beigefügte Zeichnung: Die im sudetischen
Streichen verlaufende Kreidemulde wird durch die nach
NO gerichtete erzgebir gische Tendenz von Bodenbach bis
zur Lausitzer Störungslinie quer aufgesattelt. Westlich dieser
Emporwölbung biegt der Elbtalgrabon allmählich gegen
Dresden hin ab; südlich der Linie Bodenbach — Kamnitz
erfolgt durch zahlreiche Verwerfungen ein Absinken der
Kreide; östlich liegt der postpliocäne Einbruch des Zittauer
Beckens (vgl. Staff). (Abb. 4.)

Die tektonischen Verhältnisse geben zugleich eine Er¬
klärung für die Entstehung' des Elbedurchbruchs bei Boden-

Abb. 4. Junge Phase der Bewegung.

bach. Augenscheinlich erfolgte der Lauf der Elbe zunächst
längs der Böschung des aufsteigenden Sattels bis ziemlich
an die Granitgrenze. Hier geschah nun die Aufsattelung
infolge des Ausklingens der Bewegung sehr langsam, so daß
die Ausnagung des Flußbettes mit ihr Schritt halten konnte.
Nachdem aber der Sattel einmal quer durchsägt war,
benutzte die Elbe die absinkende Mulde als Bett, so daß
der Verlauf des Flusses mit dem Streichen der Mulden¬
achse zusammenfiel.

VI. Der Granit und die Rückfaltuug.

Durch das Einsacken der Mulde imd die damit in
Zusammenhang stehende Raumverkürzung zwischen Erz-

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10b

gehirge und Lausitzer Massiv wurde die nach N gerichtete
Bewcgungstondenz in ihrer Intensität wohl auf einigt; Zeit
gemindert, konnte aber nach vorläufiger Stabilisierung der
tektonischen Verhältnisse wieder verstärkt in die; Er¬
scheinung treten. Der von SW kommende Druck auf das
Lausitzer Massiv wurde von diesem weiter nach NO geleitet,
bis die sudetischen Massen und die hinter diesen liegende
starre Russische Tafel der Bewegung endgültig ein Ziel

Abb. 5. Schematische Übersicht über die Kluftsysteme im sächsischen
i^uadergebirge. 1 : 100000.

setzten. Wie sich die elektrische Spannung an einem Wider¬
stande steigert, so mußten sich auch hier die tektonischen
Kräfte potenzieivn, bis sie fähig waren, einen Ausweg zu
schaffen. Als solcher kam nur der Rückstau in Frage.
So sehen wir den ursprünglich nach NO gerichteten Schub
unter dem liegendnick der Russischen Tafel umgewandelt
in eine nunmehr nach SW zielende, rückläufige Bewegungs-
tcmlenz. Dort, wo dieselbe auf die Grenze zwischen Granit

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109

und Sandstein traf, fand sie im Gegensatz zur Russischen
Tafel eine seit dem Paläozoikum labile Zone vor, so daß es
ihr ein leichtes war, den Granit zu heben und über die
Kreide hinwegzusehieben. Die Lausitzer Storung erscheint
also nach einem ursprünglichen Abgleiten der Kreide in
einer zweiten Phase als eine „erzwungene Rückfaltung“
im Sinne von Sums.

Beweise für eine spätere Aufschiebung des Granits
auf die Kreide sind längs der Störungslinie reichlich vor¬
handen

1. Seit Cotta schon sind zahlreiche Schürfe bekannt,
wo sieh der Granit unter einem Winkel von 15 — (55° schräg
über den Sandstein schiebt. Eine Folge dieser Aufpressung
des Granits auf den Quader ist die Überschiebung des Ceno¬
man« auf den Brongniarti bei Hohnstein und am Mühlhübel
bei Neudorf.

2. Für die postkretazische Tektonik wichtig sind di *
zahlreichen Deformationszonen, welche die Granitgrenze in
ihrer ganzen Erstreckung begleiten. Diese Zertrümme¬
rungserscheinungen sind schon öfter genauer beschrieben
worden, so daß sich eine eingehende Darstellung erübrigt.
Bemerkt sei nur, daß die Zermalmungen, Klüfte und Har¬
nische nicht nur den Granit und dessen Diabas-, Diorit-
und Porphyritgänge, sondern auch »den Sandstein selbst
betreffen.

Die Zcrtrümmerungszonen begleiten in einem 300 bis
1000 m breiten Bande die Störungslinie auf ihrer ganzen
Erstreckung. Auf seiten des Sandsteins stellen sich an
der Überschiebung nicht selten Klüfte ein, welche nach X
fallen und den unter den Granit einschießenden Grenz¬
flächen parallel gehen. Auf seiten des Granits dagegen
findet sich neben den sonstigen Zertrümmerungserschmnun-
gen ein dessen Grenze parallel gehendes System feiner
Spalten und schmaler Risse, welche meist durch Quarz
verkittet sind.

Die Deformationszonen l>eweisen. daß auf die passive
Phase de^ Abrutschens der Kreideschichten eine Zeit leb¬
hafter Aktivität folgte, als infolge der Rückbeweg mg die
Überschiebung des Granits auf die Kreide statt fand.

Von besonderem Interesse sind größere Quarzgä ige,
welche ül>erall ein typisches Lausitzer Streichen innehalten.
Sie finden sich nicht nur in der nächsten Umgebung der
Störungslinie, sondern auch in den entfernteren Bezirken

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des gesamten Granitareals. Sie durchsetzen den normalen
Granit wie auch dessen Zermalmungszonen; auch ältere
Gänge — wie der Diabasgang des Keilholzes nordöstlich
Lichtenhain — werden von ihnen durchschnitten. Zweifellos
verdanken diese Quarzgänge ihre Entstehung der Hebung
des Granitmassivs, bei dessen Emponvölbung sie aufrissen,
während späterhin eine Ausheilung dieser Spalten mit Gang¬
quarz stattfand.

Nachdem das Spiel der tektonischen Kräfte sich aus¬
geglichen hatte, erfolgte auf die Heraushebung der Lausitzer
Scholle und deren Überschiebung über den Sandstein als
Schlußphase im Zittauer Becken ein Absinken des Granits.
Es ist dies die „postbasal tische Dislokationsphase“ Staffs.
welche gegen Ende des Oberoligocäns als eine nordwärts
gerichtete Senkungscrscheinung sich äußerte und in Ver¬
bindung mit dem Durchbruch der nord westböhmischen Ab¬
senkung steht. Der Granit muß also früher bedeutend
höher gewesen sein als jetzt. Staff setzt den von der
Überschiebung „wieder rückgängig gemachten Betrag“ auf
wenigstens 250 m.

Ergebnis: Für die Tektonik der sächsischen Kreide
sind folgende Phasen von Bedeutung:

1. Die Heraushebung des Erzgebirges bewirkte ein
Einsacken der Kreidemulde und ein Abgleiten des nörd¬
lichen Flügels der Kreide, wodurch infolge von Zerrungen
die Anlage der Lausitzer Klüfte erfolgte.

2. Die Aufsattolung des Paläozoikums bei Bodenbach
schuf eine Wölbungsachse, von welcher sich westlich der
Elbtalgraben abbog unter Herausbildung der orzgebirgi-
sclien Klüfte. Dieselben sind ebenfalls Zerrungsphänomene.

3. Der Verlauf der Lausitzer Störungslinie ist keine
Erosionskontur, sondern beruht auf tatsächlich gewundener
Anlage.

4. Der Verlauf der Kluftsysteme steht, in Zusammen¬
hang mit der Art der Wendung aus dem variskisclien in
das sude tische Streichen.

VII. Das Grundgebirge.

In engstem Zusammenhang mit der Tektonik der säch¬
sischen Kreide steht die Frage nach der Beschaffenheit
des Grundgebirges. Hier stehen zwei Ansichten einander
gegenüber.

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Lepsius verlegt die Ablagerungsgrenze der sächsischen
Kreide einerseits in die Linie „Tharandt — Dippoldiswalde —
Markersbach' — Kollendorf“, andererseits „nicht weit nörd¬
lich vom jetzigen Granitrande“. Nach seiner Meinung
„überflutete das cenomane Kreidemeer plötzlich diese Gegen¬
den, weil eine tektonische Graben Versenkung geschah“.

Nach anderer Ansicht ist das Grundgebirge die Ab¬
rasionsfläche der mit breiter Stirn vordringenden Meeres-
transgression und die Sächsische Schweiz in ihrer heutigen
Gestalt nur das Relikt einer weitdimensionalen Sediment¬
decke. die die Lausitz vollkommen überdeckte und auch
•inen großen Teil des Erzgebirges einbezog.

Hettner faßt das Grundgebirge als Abrasionsfläche
im Sinne von Richthofen auf. Nach ihm müßte der
Sandstein auch die Lausitzer Platte bedeckt haben, „denn
*•$ läßt sich kein Grund denken, warum die Verwerfung
gerade mit der Bildungsgrenzc des Sandsteins Zusammen¬
fällen sollte“. Demgegenüber verlegt Beck „jene Küsten¬
linie nicht weit jenseits der Lausitzer Hauptverwerfung“,
•ia, er hält sogar „dieses räumliche Zusammentreffen“ für
„kein zufälliges“, sondern begründet es damit, daß „tekto¬
nische Störungslinien häufig nahe bei und parallel mit
Küsten verlaufen oder geradezu mit solchen zusammen¬
fallen“. Die längs der Lausitzer Störungslinie von Hohn-
>r» in bis Zeidler erhaltenen Jurareste weisen auf eine vor-
• enomane Absenkung hin, weil der Jura sonst überall auch
unter der Kreide abgetragen ist. Piktzsch schreibt in
bezug auf mesozoische Krustenbewegungen: „Kunde davon
tfebeu u. a. die an der Lausitzer Überschiebung bei Ilohn-
>tein eingeklemmt erhaltenen Reste von Juraschichten,
•leren Hauptgebiet schon vor der oberen Kreide so weit
abgetragen sein muß, daß sie eben nur an dieser Linie
erhalten sind — was auf eine ältere, vielleicht kimmerische
Anlage der letzteren deutet.“

Eine Küstenführung nahe der Lausitzer Störungslinie
würde auch die Tatsache des Auftretens grober Konglo¬
merate mit Gerollen bis Eigröße nahe Zittau hinreichend
erklären. Nach Scupin sollen •allerdings diese Gerolle vom
Iser- und Riesengebirge stammen. Zwei Tatsachen jedoch
sprechen dafür, daß diese Gerolle aus der Nähe gekommen
>ind:

1. Es enthalten die Konglomeratbänke zahlreiche Ge¬
rolle von Brauneisenstein, die nach Beck „gewissen jetzt

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zerstörten Schichten der Juraformation auf der Lausitzer
Hochfläche entstammen“.

So finden sich diese grobkonglomeratischen, an Gerollen
von Brauneisenstein reichen Bänke in typischer Ausbildung
auch bedeutend weiter westlich, nämlich im Brongniarti
des Benediktsteines bei Hinterhennsdorf.

2. Sodann aber gehen die konglomeratischen Bänke
durch die gesamte Labia tus- und Brongniartistufe hindurch,
was doch wohl auf Konstanz der Küste und nicht auf
eine nur zufällige lokale Strömung deutet. Gerade dieser
Umstand spricht ganz besonders für eine Fortdauer der
Bewegung während der Ablagerung der oberen Kreide.

Sei7 pin weist darauf hin. daß an der Lausitzer Störung*-
linie nahe Hintcrdaubitz „Cenoman in mergeliger Fazies¬
auftritt, weshalb er auf eine entfernte Küste diagnostiziert.
Jedoch ist dieses mergelige Cenoman nur von geringer Be¬
deutung, und jedenfalls ist eine derartige Einlagerung inner
halb normaler Schichten viel eher durch lokale Vorgänge,
wie Strömung usvv. zu erklären, als das Herboibringen so
gewaltiger Konglomera.tmas5.en aus weiter Entfernung.
Zudem tritt bei Daubitz die Brongniartistufe bereits wieder
in konglomeratischer Ausbildung auf mit den typischer
Braunsteingeröllen.

Cenoman in mergeliger Fazies findet sich übrigens auch
an anderen Stellen, z. B. auf dem Kahlebusch bei Dohna,
dem Gamighügel bei Kreischa, dem Hohen Stein bei Dresden.
Diese Hügel haben die Auflagerungsfläche des Cenoman*
inselförmig überragt, am Kahlbusch beispielsweise um etwa
50 m; während das tieferliegende Cenoman von normaler
Beschaffenheit ist, entstand auf den Kuppen selbst die
mergelige Klippenfazies. Piktzsch sagt hierüber: „Infolge
dieser ursprünglichen Niveauversehiedenheiten liegt die
Auflagerungsfläche des Cenomans auf dem Kahlbuschgipfel
in einer solchen Höhe, daß sie bereits in die Labiutus-
schichten lagen würde, wenn diese sieh hier auf dem
Cenoman erhalten hätten.“

Staff faßt sein Urteil dahin zusammen: „Die Senkung
erfolgte hier also rascher aft die brandenden Wogen eine
eben«' Abrasionsfläche zu schaffen vermochten. Der Boden
dieses Meeresarmes sank w ährend der Oberkreidezeit dauern !
ab, so daß eine mächtige Serie faziell gleichbleibender
Seichtwasserschichten in ihm abgelagert werden konnte,
deren foinsandiges und toniges Material auf fluviatilem

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Wege von dem benachbarten, tiefgründig verwitterten, mit
Crednericn bestandenen Peneplainküsten herbeigeschafft
wurde.“

Von Interesse ist ferner die von Gutbier bereits fest¬
gestellte Kreuzschichtung in der Labiatusstufe von König¬
stein elbaufwärts bis Tetschen. Die söhligen Hauptschichten
werden unter spitzem Winkel von nach W oder NW
geneigten Nebenschichten geschnitten. Beck erklärt im
Anschluß an Frantzen dieses Phänomen als durch die
Strömung der an der ganz nahen Küste einmündenden Flüsse
oder durch die von der Küste zurückflutenden Brandungs¬
wellen hervorgebracht.

Nach den Untersuchungen Kossmats über Schwere -
anomalicn stellt das Gebiet der sächsischen Kreide ein
Massendefizitgebiet dar, das sich deutlich vom Lausitzer
Überschußgebiet abhebt, das aber ins Erzgebirge hinein
verläuft. Wir würden dann das Bild eines unsymmetrischen
Grabens haben, der zwischen Lausitzer und Erzgebirgsscholle
eingeklemmt ist, eines Ausläufers „der durch Kreidesedi¬
mente erfüllten Senke am sudetischen Innenrande“.

Die sächsische Kreide ist somit nicht auf einer
unbewegten Abrasionsfläche abgelagert worden, sondern es
sind im fraglichen Gebiet zwei Flügel zu unterscheiden, ein
südlicher, der während der Sedimentation langsam nieder¬
ging, und ein nördlicher, der entweder stehen blieb, oder
— was wahrscheinlicher ist — langsam gehoben wurde
und von der Sedimentation freiblieb.

Auch der paläontologische Inhalt der sächsischen Kreide
verweist auf eine nahe Küstenführung; denn allenthalten
begegnet man Formen einer litoralen Fazies. Wir müssen
uns also in einem Gebiet befinden, bei dem die Über¬
flutung den Wert der Absenkung nur um ein
Geringes über troffen hat; das kann aber bei der
großen Mächtigkeit der Kreidesedimente nur in einer lang¬
sam absinkenden Mulde der Fall sein. Auch die Klippen¬
fazies weist darauf hin, daß an eine Abrasionsfläche nicht
zu denken ist.

VIH. Ergebnis.

Tektonische, petrographische und paläontologische
Gründe sprechen dafür, daß die Auflagerungsfläche der
sächsischen Kreide eine einheitliche Abrasionsfläche im
Sinne Richthofens nicht gewesen sein kann, sondern daß

Zeitschr. d. D. Geol. Ges. 1924. 8

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tatsächlich — um nochmals mit Lepsius zu sprechen — .
„eine tektonische Grabenversenkung ge¬
schah“, die das Gebiet südlich der Lausitz
unter den Meeresspiegel brachte und lange
Zeit hindurch in dieser Bewegung an hielt.

Leipzig, Geolog. Institut, März 1923.

[Manuskript eingegangen am 23. April 1923.]

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4. Die Kräftegruppen des Vulkanismus und der
Tektonik und ihre gegenseitigen Beziehungen.

Gin Rückblick und Ausblick«

Von Herrn Hans Reck in Berlin.

Meines verehrten Lehrers, W. v. Branca, am 9. Sep¬
tember dieses Jahres vergangener 80. Geburtstag wurde mir
der Anlaß zu den folgenden Zeilen.

Solche seltene Tage sind kurze Ruhepunkte im hasten¬
den Zeitlauf. Sie bergen die Stunden der Rückschau,
des Überblickes über die Ernte eines Lebens, v. Branca
ist aus dem Kreise der Schaffenden getreten. In stiller
Zurückgezogenheit durchwandert er des Lebens Abend. So
muß ein Jüngerer für ihn sprechen, das Bild zu geben
versuchen, das weit vollkommener er selbst hätte zeichnen
können. In kurzen Strichen soll es jenes Wirken des
Meisters herausheben, das seinem Herzen, seinem Sinnen
am nächsten lag, das ihn am meisten bewegte gerade in
den rührigsten Jahren seines Schaffens. Kein anderes Feld
seiner Tätigkeit war so heiß umstritten, auf keinem tobte
der Kampf der Meinungen so heftig als auf diesem. Dieses
Kampffeld ist der Vulkanismus — und zwar die Lehre
vom Vulkanismus in seinen Beziehungen zur Tektonik.

Allein die Zeit ist zu ernst zu beschaulichem Rück¬
blick allein. Rückblick ist fruchtlos, wenn sich an ihn
nicht ein Ausblick knüpft. In der Frühzeit v. Brancas
Tätigkeit, vor einigen 40 Jahren, lag der Fragenkomplex
seines Arbeitsgebietes noch ganz anders als jetzt. Das
Maß seiner heutigen Umgestaltung zeigt und ist zu einem
gut Teil Brancas Lebenswerk und Lebenserfolg. Er sah
selbst noch von dem Endpunkt seines Arbeitspfades die
Weite der Probleme vor ihm. Manchen Blick seiner Schüler
lenkte er auf diese Fragen, manches nie veröffentlichte
Wort half ihnen dabei, solche Fingerzeige als Wegweiser
zu erfassen für künftige Forschung.

Schon Brancas Dissertation1), seine nicht nur in
deutscher Sprache, sondern auch in der italienischen Aka-

*) W. Baanco, Die Vulkane des Hernikerlandes. N. Jahrb.
f. Min. 1877. Ders., I vulcani degli Ernici. Reale Accad. dei
Lincei, Roma 1877.

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demie zu Rom erschienenen Studien über die Vulkane
des Hernikerlandes führte ihn in die Problematik des Vul¬
kanismus ein. Es begann damals die Zeit einer ersten
Reaktion gegen den gerade auf dem Gebiet des Vulkanis¬
mus sicher zu weit gegangenen ScnoPE-DANA-LYELUscheii
Aktualismus in der Geologie zu dämmern, welche wohl
mit den aufsehenerregenden amerikanischen Arbeiten über
die Entstehung der Lakkolithe2) einsetzte. Bald darauf
erkannte auch Geikie3) in seinem Heimatlande die spon¬
tane, autochthone Kraft vulkanischer Befreiungsakte und
legte seine Ansichten in einem Werke nieder, das fast einzig
in seiner Art bis heute geblieben ist.

Auch in Österreich erwachte die Erkenntnis von der
selbständigen Kraft des Vulkanismus, wo sie der junge,
allzufrüh verstorbene Löwl4) verfocht, in Deutschland aber
wurde B ras ca der Vorkämpfer dieser Idee, und an seinen
Namen knüpft sich weiterhin in erster Linie der „Kampf
um die vulkanische Spalte“.

Nachdem Brancas Lebens- und Arbeitsfeld in das Gebiet
der Alb gerückt war, regten ihn bald die dort regellos
zerstreuten Tuff- und Basalteruptionspunkte zur Erfassung
des großen Werkes5) an, mit dem er seinen Namen in
die Reihe der ersten Vulkanologen seiner Zeit für immer
einschaltete.

Es ist bezeichnend und ein Verdienst Brancas, daß
durch ihn erstmals wieder seit des weitgereisten L. v. Buchs
Tagen eine grundlegende vulkanologische Frage von deut¬
schem Geiste auf heimischem Boden zur Erkenntnis reifte.
Das vulkanarme deutsche Land, der deutschem Forschen
so behinderte Zutritt zum Studium rezenter vulkanischer
Phänomene in der Natur prädestiniert dies Land nicht zu
leichten, grundlegenden Ergebnissen auf diesem Felde der
Forschung.

2) Bes. Gilbert, Geologv of tlie Henry Mountains. Washing¬
ton 1877.

3) A. Geikie, Ancient Volcanoes of Great Britain. London
1879.

Ders., On the earboniferous volcanic rocks of the Basin
of the Firth of Forth, Transact. Roy. Geol. Soc., Edinb. 1879, Vol. II.

4) Löwl. Spalten und Vulkane. Jahrb. d. K. u. K. geol.
Reichsanstalt Bd. 36, Wien 1886.

Ders., Eine Hebung durch intrusive Granitkerne. Verhdlg.
d. K. u. K. geol. Reichsanstalt, Wien 1884.

5) W. Branca, Schwabens 125 Vulkanembrvonen. Jahresli.
d. Ver. f. vaterl. Naturk. i. W., Teil I, 1894. Teil II, 1895.

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Bbancas schwäbischem Werke folgten zwei Jahrzehnte
des Kampfes um die Anerkennung seines Inhaltes. In etwa
einem Dutzend weiterer Schriften verteidigte er seine An¬
sichten und baute sie aus. Eine ganze Literatur entstand
für und wider seine Lehre.

Es ist hier nicht der Ort, auf Einzelheiten dieses
Streites einzugehen. Er hatte — wie meist — neben
mancher persönlichen Dissonanz das glückliche Ergebnis,
zur sachlichen Klärung und Vertiefung der umstrittenen
Probleme seinen Beitrag zu leisten. Indes ein nicht seltener,
in der Literatur aber noch wenig aufgezeigter Punkt mehr
psychologischer Art soll hier doch kurz beleuchtet werden,
da er gern zur Quelle unnötiger Mißverständnisse wird und
mehr als einmal falsches Licht auf die Problemstellung
selbst zu werfen drohte.

Zweck des Krieges ist, mit allen Mitteln den Gegner
niederzukämpfen, um den Sieg zu erringen. Zweck wissen¬
schaftlicher Polemik sollte ein ganz anderer sein, und
deshalb dürfen ihr auch nicht alle Mittel dienen. Der
Zweck wissenschaftlichen Streites ist, ohne Rücksicht auf
die Person der Wahrheit zum Siege zu verhelfen. Deshalb
muß wissenschaftlicher Kampf vor allem dem Gegner volle
Gerechtigkeit widerfahren lassen. Diese aber liegt in erster
Linie darin, die gegnerische Ansicht voll und ganz, klar
und unzweideutig selbst zu erkennen und sie so auch anderen
darzustellen, ehe man und soweit man sie zu bekämpfen
sucht. Sonst verschiebt sich der Angriff oft auf ein Feld,
auf welchem dem Angreifenden nur allzuleichter Sieg winkt
— weil hier kein Gegner steht. Aber es ist ein Sieg ohne
Frucht. Falsche oder doch unvollständige Erfassung des
gegnerischen Standpunktes täuscht oft nicht nur den Ferner¬
stehenden, dem die Einzelheiten der Problematik nicht
gewärtig sind, sie täuscht unbewußt auch oft den An¬
greifenden selbst, der dann gegen Windmühlen Sturm läuft.

Dieses Moment tritt nun gerade im Kampf um die
vulkanische Spalte dem mit überraschender Häufigkeit und
Deutlichkeit entgegen, der in der Literatur als Tertius
gaudens dieser Frage gefolgt ist.

In Deutschland griffen wohl Kbanz und Deecke am
lautesten die BßANCAschen Lehren an. Kbanz früher schon,
meist mit besonderem Bezug auf das Ries. Das führt
mehr zu speziellen Fragen, die hier unerörtert bleiben
müssen. Bbanca hat diesen Angriffen gegenüber auch
noch selbst seine Steilung verteidigt. Meine eigene Ansicht

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hoffe ich in einer geplanten größeren Studie über das
Ries in nicht allzuferner Zeit darlegen zu können. DeeckeO
dagegen hat noch 1917 heftige Angriffe gegen Bbaijcas
Lehren im allgemeinen und gegen seine grundlegende Alb*
arbeit. im besonderen unternommen, als dieser bereits nickt
mehr antwortete. Ich selbst habe deshalb a. a. O.7) auf
einige der Irrtümer hingewiesen, welche Deeckes Arbeit
enthielt. An dieser Stelle brauche ich nicht hierauf, nicht
auf den Kampf (der Ansichten einzugehen, sondern be¬
schränke mich darauf, zu dem eben erörterten psycho¬
logischen Moment ein Beispiel zu geben.

Beeck e bestreitet in der genannten Publikation Bbancas
Satz von der Unabhängigkeit der schwäbischen Vulkan-
embryonen von der Tektonik und bezeichnet diese Un¬
abhängigkeit — hierin folgt er Bergeat — als eine „schein¬
bare“.

Aber hat Branca jemals che Unabhängigkeit der
Vulkanembryonen der Alb von der Tektonik schlechthin
behauptet? Niemals. Gegen nie Behauptetes richtet sich
liier ein Angriff. Denn in seinem Buche8) ist deutlich eine
Zweiphasigkeit des vulkanischen Geschehens aufgestellt, die
sich darin zusammenfassen läßt, daß

1. Auf dringen eines breiten Schmelzkuchens aus der
Tiefe und Sfceckenbleiben desselben in der Tiefe erfolgte,
für dessen Aufstiegsbahn Spalten als möglich zugegeben
werden. An Deeckes Standpunkt ist daher nur die Be¬
stimmtheit, mit der diese Spalten vorausgesetzt werden,
neu, ferner ihre als maßgebend für den Vulkanismus des
Gebietes dargestellte, aber nicht erwiesene Bedeutung.

2. Spaltenloser Durchschuß der Vulkanembryonen aus
dem Dach dieser Injektion statthatte, eine Kraftäuße¬
rung, die Dekcke als Nebenerscheinung bezeichnet, trotz¬
dem sie zweifellos mindestens die oberen 800 m der
Kruste, soweit also die Beobachtungen in die Tiefe reichen,
beherrscht.

Solch zweigeteiltes Geschehen, wie Bbanca es schon
annimmt, enthält indes bei voller Würdigung der Bedeutung

6) Deecke, Tektonik und Vulkanismus in Südwest- Deutsch¬
land. Diese Zeitschr. 1917.

7) H. Reck, Bibliographie in Zeitschr. f. Vulkanologie, 19-3.
Bd. VII, S. 58 bis 77.

Ders., Die Basalt-Vulkane des Hegaues. Diese Zeitschr.
1922.

8) a. a. O., II. Teil, S. 143 ff.

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des Sinnes niemals die Behauptung der Unabhängigkeit des
Vulkanismus von der Tektonik schlechthin, auch nicht für
das Albgebiet, sondern behauptet nur für eine vulkanische
Phase die Unabhängigkeit von einer Komponente der Tek¬
tonik, wie im folgenden noch näher erläutert werden soll.

Waren aber, wie schon Bbanca als möglich darlegte,
für die erste Phase in der Tiefe tatsächlich Spalten vor¬
handen, für die zweite in der obersten Kruste jedoch
nicht oder doch nur in unwirksamer Weise, so ist das in
allem wesentlichen das Bild, das Bergeat bei seiner Kritik
Br anc Ascher Befunde gegeben hat und dem sich nun auch
Drecke — nach seinem Angriff auf die unvollständig expo¬
nierte BRANCAsche Ansicht — anschließt.

Man sieht, daß diese Ansichten letzten Endes wider¬
spruchslos auf Bbancas tatsächliche Ausgangsstellung
zurückführen. Nur ein Wort wäre bei ihrer neueren Fassung
wohl unrichtig: daß nämlich die Unabhängigkeit der Embry¬
onen von der Tektonik eine „scheinbare“ sei. Liegen die
Verhältnisse in der Tat so, wie alle drei genannten Autoren
in sachlicher Übereinstimmung annehmen, dann ist nichts
„Scheinbares“ an dem Bilde, sondern eine scharfe Zwei¬
teilung des Befundes: Abhängigkeit des Vulkanismus von
Tiefenspalten einerseits, Unabhängigkeit des vulkanischen
Befreiungsaktes von Dachspalten bis zu mindestens 800 m
Tiefe andererseits.

Dies eine Beispiel möge genügen, um die Bedeutung
des genannten psychologischen Momentes der wissenschaft¬
lichen Kriegführung zu beleuchten. Es möge gleichzeitig
genügen, um aufzuzeigen, daß der BRANCAsche Satz „von
der möglichen Unabhängigkeit vulkanischer Vorkommen von
tektonischen Spalten“ trotz aller Angriffe auch heute nicht
nur noch seinen Platz behauptet hat, sondern darüber
hinaus zum gesicherten Besitzteil vulkanologischen Wissens
herangereift ist.

An diesen Rückblick schließt sich von selbst die Frage
an: Was bedeutet die im Einzelfalle meist nur von lokalem
Interesse beherrschte Feststellung, ob ein Vulkan auf einer
Spalte sitzt oder nicht, für Fragen der allgemeinen Geo¬
logie? Welche Grundlagen für weitere Arbeit bietet die
Erkenntnis der Möglichkeit spaltenlosen Auftretens eines
Vulkans an der Oberfläche?

Der erwiesene Einzelfall solcher Möglichkeit hat als
notwendige unmittelbare Folge die Erkemitnis eines Gesetzes.

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Denn was einmal möglich ist, muß bei ähnlichen physika¬
lischen Voraussetzungen auch wiederholt — zeitlich und
räumlich — möglich sein. Ein solches Gesetz aber spricht
dem Vulkanismus selbständig wirkende Kraft zu und stellt
ihn damit wieder gleichberechtigt an die Seite der Tektonik,
als deren willenloses Gefolge er bis dahin gerne betrachtet
wurde. Vulkanischem Wirken wird wieder ein eigenes
Wirkungsfeld eröffnet. Bis zu den letzten Fragen der inneren
Dynamik unserer Erde führt also die Lehre Braxcas
zurück.

Indes dank der jetzt fast allgemein anerkannten
Richtigkeit ihrer Grundsätze hat sich der Schwerpunkt der
Fragestellung gegen früher wesentlich verschoben. Nicht
mehr, ob es einen Punkt und welchen Punkt es gibt, an
dem vulkanische Kraft sich selbständig befreien kann, gilt
es heute zu entscheiden, sondern die erste Untersuchung in
jedem vulkanischen Arbeitsgebiet hat die Frage zu prüfen,
in welchem Verhältnis die untersuchten vulkanischen Einzel¬
gestalten zur Tektonik ihrer Unterlage und Umgebung
stehen. Die Spaltenfrage der Vulkane hat sich weiter
entwickelt zur tieferen Frage der wechselseitigen
Beziehungen zwischen Vulkanismus und Tektonik und der
diese Relationen beherrschenden Gesetze.

Eine der bedeutsamsten dieser weitverzweigten Wechsel¬
wirkungen bleibt dabei die folgenschwere Reihe der Be¬
ziehungen, die zwischen Vulkan und Spalte bestellen.

Um ihre Bedeutung zu erfassen, wird es vorteilhaft sein,
die wirksamen Kräftegruppen von vornherein scharf zu
scheiden. Die eine dieser Gruppen umfaßt die Gesamtheit
der vulkanischen, die andere die der tektonischen Kräfte
und ihrer Gebilde. Jede dieser Gruppen zeigt zwei total
verschiedene Ansichten: ein Bewegungsbild und ein Stand¬
bild. Man kann letzteres wohl besser das Strukturbild nennen.
Es ist Ergebnis und Folge des Bewegungsbildes, also jünger
und in der Zeiteinheit dem anderen nicht ebenbürtig neben¬
geordnet. In dem Maße, wie die Bewegung sich veraus¬
gabt, reichert es ihre Spuren in seinem Formenschatz an.
Beide Bilder sind ihrem Wesen nach Phasenbilder einer
genetischen Reihe. Das jüngere Strukturbild der es ge¬
schaffen habenden Bewegungsphase wird zur genetischen
Grundlage des nächstjüngeren Bewegungsbildes, das unter
dem Einfluß der älteren Leitlinien nunmehr sein neues
Strukturbild schafft. Aufgabe des Geologen ist es, die
älteren Züge von den jüngeren zu scheiden. Die erste

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Komplikation schon in der Beurteilung des großen Rahmens
des Problems kommt hierin zum Ausdruck.

Ein Beispiel: Seitlicher Druck legt ein ungestörtes
Kruste nstück in Falten. Der tektonischen Phase folgt die
vulkanische. An druckentlasteten Steilen steigt Schmelz¬
fluß empor, sei es als Injektion oder als Ejektion. Der
vulkanische Zyklus läuft ab. Der Vulkan erlischt; die Tiefen¬
injektion erstarrt. Eine neue tektonische Phase setzt ein.
Sie findet einen vorbestimmten Rahmen, andere Grundlagen.
Der neue Druck sei gleichsinnig dem ersten. Trotzdem
wird er sich nicht gleichartig auswirken können. Gleich¬
artig vielmehr nur da, wo das reine Faltungsbild erhalten,
wo seit jener ersten tektonischen Periode die Faltung
nur gleichsam unterbrochen war. Hier wird er die Falten
weiter zusammenpressen und entwickeln können. Im vulka¬
nischen Gebiet aber findet er neue Widerstände einge¬
schaltet. Er stößt auf starre Laven und Tiefengesteine.
Massengesteine sind in der oberen Erdkruste faltungsfeind¬
lich. Das vulkanische Zentrum, in analoger Weise der
lakkolithische Kern, schält sich als bruchumrissener Block
heraus. Meist nicht nur als Block, sondern auch als Horst
da, wo vertikale Bewegung eine Rolle spielt, weil auch
hierin Vulkan und Stock sich abweichend verhalten von der
freischwebenden Sedimentdecke. Sie sind fester verankert
in der Tiefe, Hebung und Senkung gegenüber daher ebenso
feindlich wie Faltung aus der Horizontalen. Für die hier
vorangestellte Spaltenfrage entsteht ein bedeutungsvolles
Bild: im Faltenbereich, analog auch in weniger bewegtem
Rahmen, ein vulkanisches Bruch- und Horstgebirge. Indessen
sind die Brüche, die es durchziehen und umreißen, ganz
oder teiweise jünger als der Vulkanismus, sind Folge und
Wirkung vulkanischen Geschehens.

Die Variabilität der Wirksamkeit der Kräfte im selben
Tätigkeitsfelde ist offenkundig. Das Beispiel nahm gleich¬
bleibende Art der tektonischen Kraft an. Der Vulkanismus
dagegen zeigte in den beiden Druckphasen völlig ver¬
schiedenes Verhalten. In anderem Falle kann naturgemäß
auch verschiedene Art der tektonischen Wirksamkeit vor¬
liegen. Und wiederum zweifacher Art kann auch die
Reaktion des Vulkanismus in der Phasenzeit sein. Die
Summe möglicher Komplikationen zeigt vielseitige Zunahme.

Ich beschränke mich, um klare Übersicht zu wahren,
im folgenden auf die Gliederung des Bewegungs-
b i 1 d e s , was um so mehr möglich ist, als das Struktur-

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bild an sich etwas Totes, Fertiges ist, das nur unter dem
Einfluß erneuter Bewegung eine eigene Wirkung ausüben
kann, die sich daher als Teil des neuen Bewegungsbikles
da rs teilen und abieiten lassen muß.

Das Bewegungsbild des Vulkanismus.

Es ist Ausdruck und Folge aktiver oder passiver Be¬
wegung des Magmas.

1. Die passive Komponente des Vulkanismus
zeigt diesen in seiner ausgesprochensten Abhängigkeit von
der Tektonik. Tektonischer Druck von den Seiten oder
Dachdruck kann den beweglichen Stoff eines Magma -
reservoirs beispielsweise auf dem Wege isostatischen
Schollen- und Schwereausgleiches in Aktion setzen. Im
tektonischen Struktur- oder Bewegungsbild vorhandene
Schwächestellen, die durch Spalten dargestellt sein können,
aber nicht müssen, bestimmen die Bahnen eines solchen
Ausgleiches, soweit nicht ein Überhandnehmen der aktiven
Kraftkomponente des vulkanischen Stoffes diesen auf selbst¬
geschaffene Wege verweist, die indes auch stets da liegen
müssen, wo sich der magmatischen Befreiung die geringsten
Widerstände entgegenstellen.

Es liegen heute noch wenige Anhaltspunkte vor, welche
gestatten würden nachzu weisen, daß es gerade die Erfüllung
dieser physikalischen Voraussetzungen war, welche die Ge¬
staltung im Einzelfall in der Natur bestimmt hat. Sichere
allgemeine Merkmale, welche eine Entscheidung ermöglichen,
ob im Einzelfallc aktive oder passive vulkanische Bewegung
das Zustandekommen des vulkanischen Bildes bedingt hat,
kennen wir heute noch nicht. Sie können auch in Zukunft
nur aus einem Vergleich und der Erkenntnis gesetzmäßiger
Wechselbeziehungen zwischen dem vulkanischen und dem
tektonischen Bewegungsbild erwartet werden. Einer der
wahrscheinlichsten Fälle des beherrschenden Vortretens der
Wirksamkeit der passiven Komponente des vulkanischen
Bewegungsbildes, der mir näher bekannt ist, dürfte im
Epigonengebiet der beiden ost afrikanischen Vulkane Hanang
und Ufiome vorliegen. Zur näheren Begründung muß ich
auf die diesbezüglichen Studien9) verweisen.

9) H. Reck, Über vulkanische Horstgebirge. Zeitsehr. f.
Vulkanologie, 1922, Bd. VI, H. 3, S. 155 bis 183.

(Eine Monographie dieser beiden Vulkane und ihres epige¬
netischen Gürtels ist in Arbeit und wird vermutlich im Laufe
des nächsten Jahres erscheinen.)

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123

2. Die aktive Komponente des Vulkanismus
dagegen ist es, der man mit Branca meist — und wohl mit
Recht — die bedeutendere Rolle für das Zustandekommen
des vulkanischen Bewegungsbildes zuschreibt. Sicher ist sie
in den meisten Fällen nicht allein maßgebend. So gut wie
beim Vorherrschen der passiven Komponente auch die
aktive Kraft des Magmas mitwirken kann und wird, so gut
kann auch die passive, also die mit von außen herantreten¬
den Kräften arbeitende Komponente der Bewegung sich mit
einer vorherrschenden aktiven autocht honen Kraftquelle des
Magmas vereinen, insbesondere sie aus lösen und in Wirk¬
samkeit setzen.

Die letzte Ursache der Bewegung im Magma ist eine
so wenig gelöste Frage wie die Raumfrage des Vulkanismus.
Trotz eifriger Bemühungen und wertvoller Fortschritte
unseres Wissens in dieser Richtung, an die sich besonders
die Namen von Cloos, Daly u. a. knüpfen, sind wir heute
noch weit davon entfernt, ein befriedigendes Gesamtbild
des Vorganges und der wirksamen Kräfte zu haben, die
zur Schaffung und Füllung des von den empordrängenden
Tiefenmassen in der äußeren Erdkruste beanspruchten
Raumes führen. Keine der bisher aufgestellten Theorien
der Explosion, des Wegbrechens, des Aufschmelzens oder
des Platztausches kann die vielgestaltige Gesamtheit aller
beobachteten Einzelheiten decken und erklären; wohl wesent¬
lich deshalb nicht, weil auch hier eine noch unerfaßt
vielgestaltige Kräftesynthese sich zu einem einfach
erscheinenden Resultat entwickelt. Genau so wenig wissen
wir über die letzten Ursachen der jeder Beobachtung und
selbst dem naturgetreuen Experiment entzogenen Be¬
wegungsimpulse der Tiefenschmelze. Die Erklärung jedes
geologischen Bewegungsbildes muß heute von dem schon
bewegten, strömenden Magma ausgehen. Daß Wechsel und
Unausgeglichenheit im Druck- und Temperaturgefälle
sowie die Schwere die Bewegung in erster Linie bedingen
und beherrschen, glauben wir zu wissen. Das „Wieu steht
meist noch im Bereiche der Hypothese. Nur die Tatsache
des allgemein möglichen Vorhandenseins von Bewegung ist
z. B. durch die Beobachtung regional auftretender fluidaler
Strukturen in Massengesteinen u. a. m. eine gesicherte Er¬
kenntnis. Daß solche Strömungen auch der tiefsten, nur nach¬
träglicher Beobachtung zugänglichen Stufe der Erdrinde eigen
sind, der batholithischen Tiefe nzone, das zeigen zahlreiche
Profile in allen Urgebirgsgebieten der Erde, so etwa die Auf-

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Schlüsse der skandinavischen Batholithenränder mit ihren
Aufblätterungsstrukturen. In solchem Tiefenniveau aber
nähern wir uns der Grenze der Verschiedenheit tektonischer
und vulkanischer Kraft. Der Vulkanismus wird, wie Cloos
einmal in anderem Zusammenhänge sagte, zur Tektonik
mit hochplastischem Material. Wenn und soweit dieser
Satz richtig ist, muß er auch umkehrbar sein. Das
plastische Tiefenmaterial läßt bei der Umformung im
»Streben nach neuer Gleichgewichtseinstellung in verschie¬
denen T;' fei 'rrm verschiedene Charaktereigenschaften
erkennen, so etwa in der Art der Mineralneu- und -Umbildun¬
gen. der „gerichteten Kennzeichen“ usw. Die individuali¬
sierten starren Massen und Schollen einer äußeren Erdhaut
und die an sie geknüpften Störungsbilder fehlen der plasti¬
schen Tiefe. Das Bewegungsbild, das räumlich
dem ungeheuren Kraftfelde des Erdkerns
näher 3teht als den Einflüssen der fernen.,
dünnen Erdhaut, dürfte auch von dort aus
in erster Linie seine Prägung erhalten.

Die Differenzierung des Strukturbildes, die schon die
Batholithen in ihrer Randzone gegen eine weniger nach¬
giebige Umrahmung erkennen lassen, wird augenscheinlicher
im lakkolithischen Niveau, in dem die Kuppelstrukturen
der Mantelschichten um die intrusiven Kerne keinen Zweifel
mehr aufkommen lassen an ihrer Entstehung durch den
intrusiven Akt.

Selbst solche prägnanten vulkanischen Strukturen sind
auch denkbar als Folge einer passiven Komponente des
Vulkanismus. Da nämlich, wo etwa sinkende Schollen des
Umlandes in Nachbarschollen Magma isostatisch aufpressen.
Solche Zweiheit der Kräfte könnte beispielsweise in einer
tektonisch orientierten Lakkolithenzonc mit durch das Magma
geschaffenen Einzelräumen zum Ausdruck kommen. Aber
das Auftreten der Lakkolithe scheint nicht an Gebiete und
Zeiten solcher Wechselbewegung gebunden.

Der Beobachtung am häufigsten und leichtesten zugäng¬
lich ist die letzte und klarste Äußerung vulkanischer Kraft,
welche zur Befreiung des Schmelzflusses an der Oberfläche
führt. Die Diatrcmen und Explosionskrater sind ihr Aus¬
druck, auf deren Bahnen dann der Schmelzfluß zum Aus¬
tritt kommt.

In diesem vulkanischen Niveau wird die Bedeutung
der magmatischen Gase als Hauptträger der vulkanischen
Kraft besonders augenscheinlich. Hobe Temperatur, Leichtig-

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keit und Beweglichkeit sichern ihnen bessere Kraftnachfulir
aus der Tiefe als dem Schmelzfluß selbst. Wieweit sie
aufschmelaend wirken, ist noch unerkannt. Die Schmelz¬
wirkung des Magmas auf Bach und Wand seines Raumes
scheint auf alle Fälle nur in großen Tiefen eine bedeutsame
Rolle zu spielen. Bei den Gasen mag sie auch in höherem
Niveau von größerer Bedeutung sein. Den Endeffekt liefert
jedoch in allen bekannten Fällen der explosive Akt.

Er setzt ein mit Erreichung des Explosionspunktes, also
desjenigen Punktes, in dem durch Auf st-^ofdevi. Gase ihr
Dachdruck soweit reduziert ist, daß die - Gasiddung zu
stürmischer Expansion übergehen kann. Es ist offenbar,
daß Hohlräume, Spalten, Haarrisse das Eintreten der Explo¬
sion beschleunigen und erleichtern.

Man ist im allgemeinen stillschweigend der Meinung,
daß der Explosionspunkt eines Durchschußkanals da gelegen
habe, wo der Sprengkanal in der Tiefe beginnt. In der
Tat kennt man solchen Ausgangspunkt nur in ganz wenigen
Fällen. Und in diesen entspricht der Befund durchaus nicht
ohne 'weiteres solcher Annahme. So ist von einem der durch
Bergbau erschlossenen Blueground-Rohre Südafrikas seine
umgekehrt-trichterförmige Erweiterung nach unten nach¬
gewiesen, durch die er in einen unterlagemden Gang über¬
geht. Eine Durchmesserverengerung nach oben in der
Richtung der Explosion entspricht nicht dem Bilde eines
solchen elementaren Aktes, dessen Kräfteausmaß bei Rohr¬
längen von 600—1000 m, wie sie von verschiedenen Vulkan¬
gebieten — auch von der Alb — bekannt sind, allerdings
ein unvorstellbar großes sein müßte. Auch Bergeat10) hat
noch neuestens betont, daß der Durchschuß aus so ge¬
waltigen Tiefen ein mechanisches Rätsel sei.

Ich möchte hierzu bemerken, daß in der Tat die mir
bekannten Nachrichten über die wenigen beobachteten
Durchschüsse und Vulkanneubildungen auf der Erde nichts
von derart elementarem Wirken erkennen lassen. Kräfte,
welche Sträucher und Steine 30 — 50 in hoch schleudern,
scheinen ein mehrfach vorkommendes Maß der Kraft¬
entfaltung zu kennzeiclmen. Das bekannte katastrophale
Erdbeben von Ischia, das selbst an der benachbarten
neapolitanischen Küste schon kaum mehr gespürt wurde,
wird sogar allgemein als mißglückte, oberflächennah stecken-

10) Bebgeat, Plutonismus und Vulkanismus. In „Grund¬
züge der Geologie“. Herausgegeben von W. Salomon. Stutt¬
gart 1922, S. 77.

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gebliebene Explosion aufsteigenden Magmas gedeutet. Auch
pflogen solche Ereignisse nicht spontan einzusetzen. Tage-
und wochenlang vorher stoßweise einsetzende Erschütte¬
rungen und Geräusche gehen dem Durchbruch in der Regel
voran. Darin aber verrät sich m. E. deutlich das
allmähliche, ruckweise Aufdringen des Schmelzflusses
und seiner Gase, deren endlicher Explosionspunkt
danach sehr seicht zu liegen scheint. Die end¬
gültige Ausblasung des Durchbruchkanals und seine
normale Ausrundung und Erweiterung zum Rohr des fertigen
Vulkans kann aber dann sehr wohl erst Folge und nicht
Begleiterscheinung des Befreiungsaktes selbst sein. So wurde
beispielsweise bei der Nadel der Montagne Pel6e der ur¬
sprünglich kantige, mehr der Austrittsspalte angepaßte
Querschnitt erst später zur Kreisform ausgerundet. Solche
Auffassung des Vorganges der Diatremenbildung rückt sie
jedenfalls in begreiflichere Form und setzt nicht Kräfte
voraus, welche aus dem Rahmen normalen, heutigen vulka¬
nischen Geschehens weit herausfallen.

Rückblickend ergibt sich 9omit für das Bewegungsbild
des Vulkanismus, daß seine aktive endogene Kraftkompo¬
nente sowohl im plutonischen Bereich der Batholithe und
Lakkolithe wie im vulkanischen Raum der äußeren Kruste
wirksam sein kann olrne jegliche erkennbare Beziehung
zur Tektonik, daß aber durch die Verknüpfung der aktiven
mit einer passiven Komponente exogen an den Schmelz¬
fluß herantretender Kräfte die Übergänge einsetzen, welche
zu den in der Regel so innigen Wechselbeziehungen mit
der Tektonik hinüberführen.

Das Bewegungsbild der Tektonik.

Einer Unterscheidung von aktiver und passiver Kompo¬
nente im Kräftehaushalt der Tektonik kommt eine ganz
andere Bedeutung zu. Denn der Tektonik ^wohnen in der
Regel keine eigenen wirksamen Bewegungskräfte inne,
sondern Tektonik im allgemeinen Sinne ist Bewegung von
Krustenteilen durch von außen an diese herantretende
Kräfte, ist nur passive Bewegung. Im tektonischen Akt
schieben und heben sich die Massen nicht aus eigener
Kraft, sondern sie werden gehoben und verschoben.

Nur zwei Fälle führen die aktive Komjx)nente auch
in die Tektonik ein. Der eine repräsentiert die Tektonik
des Salzes, des Gipses und ähnlicher Gesteine, bei der dann
auch, genau wie beim Vulkanismus, die Bedeutung und

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das Maß der aktiven, „autoblastischen“ Kraftkomponente
des „Salzexzems“ im Vergleich zur passiven Komponente
des Einflusses des tektonischen Rahmens der Salzlager¬
stätten ein viel umstrittenes Problem ist. Der zweite Teil
aktiver Tektonik betrifft die batholithische Tiefe, in der
die Begriffe einer mit starren bis plastischen Massen
operierenden Tektonik verschwimmen mit dem Begriff des
mit plastischen bis flüssigen Massen operierenden Pluto¬
nismus. Für die Tektonik — besonders die der Tiefe —
ist die letzte bewegende Ursache der Massen so wenig
bekannt wie für den Plutonismus.

Von speziellen Fällen abgesehen, kann also bei einer
allgemeinen Betrachtung vulkano-tektonischer Relationen die
aktive Kraftkomponente der Tektonik vernachlässigt werden.

Um so wichtiger ist die das Bewegungsbild besonders
der äußeren Erdhaut beherrschende passive Komponente.
Sie ist es, deren Wirkung sich auf zweierlei total
verschiedene Art und Weise äußert. Die eine Bewegungs¬
art verkürzt den Bogen des von den bewegten Massen
umspannten Krustensektors durch wesentlich horizontales
Zusammenpressen oder -schieben, wobei die tangentiale Kraft
naturgemäß vertikale Komponent n n ich oben wie nach unten
absplittern kann. Ihre charakteristische Wirkung ist Kom¬
pression, ihr Charakterbild das Faltengebirge, das Deeken-
Gebirge. Die andere Bewegungsart ändert — meist in verkür¬
zendem Sinne — den Erdradius, sie löst Spannungen wesent¬
lich durch Bruch, äußert sich in erster Linie in Hebung und
Senkung von Schollen, wobei bei der Erstrebung neuen
Gleichgewichtszustandes die charakteristische Zerrungs¬
wirkung und das Charakterbild des Bruchgebirges schließ¬
lich wiederum Züge des tangentialen Faltungsgebirgee
«:»rwTerben kann, aber nicht muß. Für letzteren Fall ist
heute das ganz Afrika und Syrien bis an den Fuß der
taurischen Ketten durchziehende Bruchgebirge das bedeut¬
samste Beispiel.

Kompression und Zerrung sind also das tektonische
Kräftepaar, das mit den Kräften eines ausbruchbereiten
Magmas interferiert.

Beide können gleichsinnig das Bewegungsbild beein¬
flussen. Auffaltung schafft in der Regel unter Gebirgen ein
Dichtedefizit, das dem Schmelzfluß zu Anreiz und Aus¬
lösung einer Aufstiegsbewegung werden kann. Die zentralen
kristallinen Züge vieler Faltengebirge, die Tiefengesteine in
oft überraschenden Höhenlagen zeigen, deuten hier Wechsel-

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beziehungen an, deren Sinn und Ausmaß heute noch wem?
erkannt ist. Auch im kleineren Bilde des einzelnen Falten¬
zuges zeigt sich der Vulkanismus nicht selten in zonarer
Abhängigkeit von Sattelachsen. Also kann auch tektonische
Faltung zur Befreiung des Magmas führen. Die zonare
Abhängigkeit kann sich dabei selbst zur linearen Spalten¬
abhängigkeit steigern. Denn auch im Faltengebirge heben
sich Zerrungszüge als Schwächelinien heraus. Die Kom¬
pression zur Falte zeitigt theoretisch wie auch in manchem
nachgewiesenen Falle nach oben sich weitende Spalten in
den Sattelachsen, die also dem Vulkanismus vorbezeichnete
Wege weisen, wo sie auf ihn treffen. Analoge, aber weniger
wirksame Verhältnisse gelten für die Muldenachsen der
Falten, da deren Spalten nach unten sich öffnen, während
sie sich gegen die Oberfläche hin schließen und daher dem
vulkanischen Ausbruch den Weg sperren.

Bei voller Berücksichtigung dieser Einzelheiten und
Möglichkeiten bleibt doch das generelle Bild bestehen, daß
das Faltengebirge meist vulkanfeindlich ist. Alpen und
Dinariden, Apennin und Atlas, Taurus und Himalaya sind
hierfür genügende Beispiele. Die Begründung dieser Er¬
scheinung der Vulkanarmut der meisten unserer Falten¬
gebirge darf wohl darin gesucht werden, daß, wenn auch
ein Massendefizit in der Tiefe durch plutonische Injektion
ausgeglichen zu werden strebt, doch gerade in der äußeren
Kruste die Kompression den Mechanismus des Gebirges
beherrscht — wie das ähnlich auch Heim11) annimmt — ,
der gegenüber die Wirkung zerrender, oberflächennaher
Schwächelinien in den Hintergrund tritt. Es liegt hierin
ein nicht unbedeutsamer Hinweis auf das relative Maß
der bei der Gebirgsbildung tätigen beiderseitigen Kräfte
der Tektonik und des Vulkanismus.

Ganz anders ist das Bild des Zerrungsgebirges. Schollen-
und Blockbildung kennzeichnet es, deren Bewegung diktiert
wird von dem Weichen oder Pressen ihrer Widerlager oder
ihrer Unterlage. Gegen Zugbeanspruchung erfolgt leicht Re¬
aktion durch Bruch. Hier ist das Gebiet tiefreichender, oft
weithin aushaltender Spalten und Vei würfe. Daß sie im
wesentlichen Zerrungslinien der Kruste — wenigstens für die
Dauer der Bewegung — waren, zeigt schon das häufige Fehlen
von Faltimgsstauchung oder Mylonitisierung ihrer Ränder,
wie sie umgekehrt beispielsweise für Überschiebungsflächen

n) A. Heim, Geologie der Schweiz, Bd. n, S. 965.

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so charakteristisch ist. Daß sie auch auf lange Zeiträume
Schwächelinien, zum CDeil geradezu klaffende Risse bleiben
konnten, geht ebenso klar aus der häufigen Einstellung des
unterirdischen Wassernetzes auf dieselben und auf ihre
Füllung mit Mineral* und Erzgängen aus kaltwässriger wie
aus thermaler Lösung hervor. Aber nicht nur die hier ein¬
setzende Verheilung wirkt spaltenschließend: weit durch¬
greifender und intensiver wird sie bewirkt durch die Ein¬
stellung der gestörten Schollen auf ein neues Gleichgewichts¬
niveau. Das Sinken der Schollen findet sein natürliches
Ende da, wo die Nachgiebigkeit der Unterlage aufhört.
Entsprechend der Annäherung an diese Lage nimmt die
Bewegung der Scholien ab, ihre gegenseitige Verkeilung zu.
Daß diese Verkeilung eine große Rolle spielt und keineswegs
eine einfache ist, darauf haben in bedeutsamen Ausführungen
früher schon Cloos12), neuerdings beispielsweise auch
v. Bubnoff13) und Krenkel14), letzterer gerade am Beispiel
des typischen Zerrungsgebietes der zentralafrikanischen
Gräben, hingewiesen.

Daß solche tiefgreifenden Schwächezonen und Linien,
Zemingsränder und Spalten also, einem in der Tiefe schlum¬
mernden, aktionsbereiten Vulkanismus nicht nur die Wege
weisen, sondern ihn geradezu zum Aufstieg veranlassen
können, ist eine Forderung von physikalischer Notwendig¬
keit. Die Mechanik des Vorganges legt ferner den Gedanken
nahe, daß die Gunst der Verhältnisse für den vulkanischen
Aufbruch im Anschluß an den Anfang des Bewegungsaus¬
gleiches am größten ist, daß sie sich mit Annäherung an
den Gleichgewichtszustand verringert und daß sie sich
letzten Endes — da eine einmal eingeleitete Bewegung
entsprechend dem Trägheitsgesetz über das Ziel hinaus¬
schießt — in ihr Gegenteil verwandelt und daher einer
verspäteten Reaktion vulkanischer Kraft sogar behindernd
im Wege stehen muß. Aus der nach dem Bewegungsbeginn
einsetzenden Verkeilung und Randzerstückelung der Bruch¬
schollen erklärt sich aber andererseits auch wohl teilweise
die sehr überraschende Erscheinung, daß gerade die größten
Bruchlinien oder die Haupt- und Randbrüche großer Bruch -

12) H. Cloos, Zur Entstehung schmaler Störungszonen, Geol.
Rundschau, 1917, S. 41—63.

1S) 0. v. Bubnoff, Über Keilgräben im Tafeljura. Jahresber.
u. Mitteilg. d. oberrhein. geol. Ver., N. F. IX, 1920.

14) E. Krenkel, Die Bruchzonen Ostafrikas, Berlin 1922.
Zeltschr. d. D. Geol. Ges. 1924 9

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Systeme vielfach vulkanfrei oder vulkanarm sind. Der
zentrale Bruchgürtel Islands16), der Rheintalgraben, weite
Strecken des ostafrikanischen Grabens sind hierfür
sprechende Belege.

Aber auch da, wo im Bruchgebirge Vulkanismus auf
Spalten zutage tritt, ist er meist nicht auf Spalten aus¬
schließlich beschränkt, sondern zonar verteilt, was allein
schon auf eine Mehrheit der Kräfte hinweist, die an seinem
Aufbruch beteiligt sind.

Von der dargelegten Art sind die zwei einfachen Grund¬
typen der tektonischen Strukturbilder, gegen welche auf¬
dringender Vulkanismus sich durchzusetzen hat. Es ist
klar, daß sie in der Natur vielfach kompliziert werden
durch die Einführung der Phase, also der zeitlichen,
schrittweisen Entwicklung. Wie tektonische Einheiten —
nämlich bei Torsion — zugleich Pressungs- und Zerrungs¬
objekt der Tektonik sein können, so können auch im Wechsel
der Zeit die beiden Zustände einander ablösen und nach¬
einander selbst ganze Gebirge betreffen. Solcher Wechsel
scheint sogar die Regel zu sein. So treffen auf das normale
Faltengebirge in nicht wenig Fällen im Laufe der Zeit auch
Phasen der Zerrung. Ein Beispiel wäre die Horstzerstücke¬
lung, die heute im Bilde der mitteldeutschen Gebirgskerne
vor uns liegt. Es ist klar, daß die Phasenkomplikation
der Tektonik auch ihre Wirkung auf den Vulkanismus aus¬
üben muß und so im gleichen Raume zu verschiedener
Zeit in ganz verschiedener Weise auf ihn einwirkt. Es sei
hierzu nur an das bezüglich des Bewegungs- und des
Standbildes der Tektonik bereits auf Seite 120 Ausgeführte
erinnert.

Die Wechselbeziehungen der Kräfte
des Bewegungsbildes von Vulkanismus und Tektonik.

Nach der Einzelcharakteristik der vulkano-tektonischen
Bewegungsbilder bleibt noch die Betrachtung der Wechsel¬
beziehungen zwischen beiden Kräftegruppen übrig. Auf der
tektonischen Seite spielt dabei anerkanntermaßen die Spalte
als Repräsentant der Schwächclinie die führende Rolle.
Aber nicht bedingungslos. Und deshalb sei besonders das
Verhalten der tektonischen Spalte in ihrer Beziehung zum
Vulkanismus noch etwas eingehender geprüft

lß) Vgl. H. Reck, Isländische Masseneruptionen. Kokeks
geol. u. paläontolog. Abhdlg. 1910.

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Es muß dabei die allgemeine Betrachtung von Voraus¬
setzungen ausgehen, deren Berechtigung sich in der Natur
aus der Beobachtung, bei theoretischer Behandlung aus
dem früher Gesagten ergibt. Die Voraussetzungen sind
hierbei vertauschbar, entsprechend der Vielheit der mög¬
lichen Bilder in der Natur. Doch genügt die Durchführung
eines theoretischen Einzelbeispieles, da die Art der Modi¬
fikationen und ihre Auswirkung ebenfalls bereits generell
berücksichtigt sind. Wichtig ist jedoch in allen Fällen
eine klare Heraushebung der Voraussetzungen.

Es soll ausgegangen werden vom Bewegungsbilde der
vulkanischen Kraft, von der Voraussetzung einer vor¬
handenen Bewegung des Magmas, also ohne Rücksicht
darauf, ob sie wesentlich von der aktiven oder der passiven
Komponente des Vulkanismus getragen ist, da dies für
die Auswirkung auf die Spaltenfrage gleichgültig ist.

Das tektonische Bild kann dabei an sich mit gleicher
Wirkung ein Bewegungs- oder ein Standbild sein. Für die
Betrachtung werden Zerrspalten als vorhanden voraus¬
gesetzt, zunächst ohne Rücksicht auf Art und Zeit ihrer
Entstehung.

Aufsteigendes Magma wird unter solchen
Voraussetzungen von diesen Spalten dann
unter allen Umständen in seiner Bahn ab¬
hängig werden, wenn diese Spalten ihm auf
leichtere Weise oder auf kürzerem Wege
den Austritt zur Oberfläche ermöglichen
als das umgebende Gestein. Dieser Satz gilt
nicht nur für Spalten und Verwürfe, sondern für
Schwächelinien aller Art, wie sie im Einzelfalle durch
Dehnung, Klüftung, Schieferung selbst Schichtfugen
gegeben sein können. Zweifellos spielt unter den möglichen
Aufstiegsmitteln und -Wegen des Magmas wie Platz¬
tausch, Durchschuß, Durchschmelzung und Emporpressung
auch die Spalte eine hervorragende Rolle.

Gerade diese augenfällige Bedeutung der Spalte hat zu
ihrer Überschätzung geführt soweit, daß man die vulkanische
Kraft für zu bedeutungslos hielt, um ohne Spalte zur
Oberfläche durchdringen zu können.

Gegen solche Überschätzung der Bedeutung der Spalten
sprechen nicht nur theoretische Bedenken, sondern auch
Beobachtungen in der Natur. Die Spaltenlosigkeit der
meisten Albembryonen im Beobachtungsbereich ist heute noch
unwiderlegt und meist auch imbestritten anerkannt. Die

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Gegenbeobachtung liegt in der schon erwähnten Vulkan¬
armut großer Hauptspalten selbst mitten in vulkanischen
Senkungsfeldern, und ein glücklicher Zufall ermöglichte
es dem Verfasser16) vor Jahren auch an einem auf allen
vier Seiten abgeschnittenen Schildvulkan Islands dessen
spaltenlose Entstehung bis mehrere hundert Meter unter
seine ursprüngliche Eruptionsoberfläche aus direkter Be¬
obachtung zu erweisen.

Aber abgesehen von derartigen Beobachtungen, die
immerhin selten zwingend eindeutig sind, hat man häufig
auch theoretische Überlegungen allzu sehr vernachlässigt.

Nicht alle Spalten können dem Vulkanismus als Bahn
dienen. Im Gegenteil -würde es Gegenstand einer sehr
interessanten Untersuchung werden können, aus welchen
Gründen und in weichen Fällen einzelne Spalten und
Spaltenzüge ganz offenbar direkt vulkanfeindlich sind.
Gbupe17) und Bücking18) haben vor Jahren einen schönen
Beitrag zu dieser Frage geliefert.

Wenn Spalten nicht Schwäch elinien s i n d f
können sie auch nicht den Vulkanismus in
ihre Bahn zwingen. Hiermit tritt die Frage
nach der Wirksamkeit der Spalte in das
Untersuchungsfeld.

Spalten mehrfacher Art gibt es nicht. Auch „Druck -
spalten“ führen auf ein Ausweichen mittels Zerrung zurück.
Alle Spalten sind a priori Zerrungsprodukte und damit
Schwächelinien. Sind sie letzteres nicht mehr, so haben
sie ihre Wirksamkeit verloren. Dies ist offenbar nur mög¬
lich im Phasenwechsel. Solcher Wechsel kann rein örtlich
in der Phaseneinheit sein, er kann auch im selben Raum an
zwei zeitlich getrennte Phasen geknüpft sein. Die Zerr-
spalten einer früheren tektonischen Phase können beispiels¬
weise Magma zum Aufstieg gedient haben, haben aber dann
den Bewegungen eines späteren Zyklus gegenüber ihre
Wirksamkeit, also ihren Charakter, völlig geändert, wie dies
etwa im Gebiete der Hegau- Vulkane19) sehr klar hervortritt.

16) H. Keck, Ein Beitrag zur Spaltenfrage der Vulkane.
Zentralbl. f. Min., 1910, S. 166—170.

17) O. Grupe, Studien über Scholleneinbrüche und Vulkan¬
ausbrüche in der Rhön. Jhrb. d. Preuß. Geol. Landesanst., 1913,
S. 407—477.

18) H. Bückino, Über vor- und nachbasaltische Dislokationen
und die vorbasaltische Landoberfläche in der Rhön. Diese
Zeitschr., Monatsber., S. 109 ff.

19) H. Reck, Die Hegau- Vulkane, Berlin 1923, bes. Kap. ni.

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Solchermaßen können selbst gleichge¬
richtete, vor allem aber verschieden orien¬
tierte Spaltensysteme in ein und demselben
Gebiete von verschiedenem Einfluß auf den
Vulkanismus sein. Die verschiedene Wirksamkeit
wurzelt in der Zugehörigkeit zu verschiedenen tektonischen
Phasen.

Von bestimmendem Einfluß auf den Grad der Ab¬
hängigkeit des Vulkanismus von einer wirksamen ^Spalte
ist ferner die Tiefe derselben. Der Grund hierfür liegt
darin, daß eine tiefe Spalte eher als ein seichter Bruch
in «den Bereich magmatischer Tätigkeit gelangt, sei es
durch eigenes Tieferreißen, sei es durch das Entgegen¬
drängen ausbruchbereiten Magmas. Früher vulkanisch
beanspruchte und un verheilte Spalten aber werden die
eruptive Entwicklung der vulkanischen Phase weitergellend
beeinflussen können, als später in den Bereich eines sich
bereits auf anderem Wege entlastenden oder weitgehend
selbständig aufdringenden Herdes eintretende Risse.

Auch die Richtung der Spalte ist von einer noch wenig
studierten Bedeutung für derartige Beziehungen. Steile und
saigere Spalten müssen die wirksamsten sein, sehr schräge
Spalten können ihre Bedeutung als Leiter des Schmelz¬
flusses verlieren, wenn dieser leichter das Dach des hangen¬
den Verwerfungsflügels senkrecht durchschlägt, als dem
weiteren Weg des schrägen Risses folgt. Der Grad der
Wirksamkeit der Spalte muß hierbei von maßgebender
Bedeutung sein. Grenzwerte sind hier noch so wenig bekannt
wie die Sammelwirkung konvergierender bzw. divergierender
Spaltengruppen etwa unter Gräben und Horsten.

Abgesehen von diesen Verschiedenheiten des Einflusses
der Spalte auf den Vulkanismus, kann ihre Wirksam¬
keit verschieden sein in verschiedenen
Tiefenstufen. Ich sehe dabei ganz ab davon, daß die
Spalten verschiedener Tiefenstufen auch verschiedenes Alter
haben können, denn das sind dann keine einheitlichen
Spaltenzüge mehr, sondern es sind Bildungen ganz verschie¬
dener Phasen, die sich nur lokal überdecken.

Im Effekt kann sich dies freilich decken mit dem Bilde
einer einheitlich entstandenen, tiefen Spalte. Komplizierter
wird das Bild, wenn sie in der Zeiteinheit derselben tekto¬
nischen Phase in verschiedener Tiefe verschieden be¬
ansprucht wird. Dadurch können Teile der Spalte, sei es
nun im oberen oder im unteren Abschnitt, geschlossen und

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unwirksam werden. Derartiger Komplikation schrieb Bbanca
möglicherweise, Bergeat bestimmter und selbst Deecke
zum Teil das Entstehungsbild der Albvulkane zu. Wirksame
Tiefenspalten, die die Oberfläche nicht erreichten, könnten
hier dem Schmelzfluß den Weg bis unter die Decke der
dann selbständig ohne oder doch ohne wirksame Spalten
durchschlagenen Albtafeln gebahnt haben. Erwiesen sind
solche wirksamen Tiefenteile von Spalten nicht. Es bleibt
daher eine offene Frage, wieweit tatsächlich Spalten oder
Bewegungskräfte des Magmas selbst den Aufstieg desselben
unter und durch die Alb bewirkt oder gefördert haben.

Solches Bild zeigt die Möglichkeit einer weiteren
Variante:

Es können durch verschiedene Beanspruchung wie durch
verschiedenes mechanisches Verhalten der betroffenen Ge-
birgsteile ebensowohl die oberen Krustenschalen wie die
tieferen Teile jede für sich gleichalterige Spalten bergen,
welche nur zu ihrem Teile Wegweiser des Vulkanismus
werden können und bei Erfüllung der nötigen Voraussetzun¬
gen werden müssen. — Auch hierin kommt die nicht
unbedingte und verschiedengradige Abhängigkeit des Vul¬
kanismus von der tektonischen Spalte wieder klar zum
Ausdruck.

Der Effekt der Beziehungen des Vul¬
kanismus zur präexistierenden Spalte be¬
ruht also auf dem Grade der Wirksamkeit
der Spalte als Schwächelinie. Diese Wirksam¬
keit kann zwischen O und I schwanken. Das heißt mit
anderen Worten, daß drei Stufen von Beziehungen mög¬
lich sind:

a) Die vulkanische Kraft kann so gering sein, daß nur
das Hinabreichen einer offenen Spalte bis an das
Dach ihres Sitzes den Ausbruch des Magmas veranlaßt.

b) Spalte und vulkanische Kraft können gemeinsam den
Endeffekt hervorgebracht haben.

c) Die Wirksamkeit der Spalte kann eine so geringe
sein, daß es wesentlich die vulkanische Kraft war,
welche die Befreiung des Magmas auf der Spalte
bedingte. Dieser Fall grenzt an die von Spalten
unabhängigen Eruptionen.

Es ist hier der Ort, auf einen Irrtum hinzuweisen, der
in der Literatur bezüglich der Beweisführung der Spalten -
abhängigkeit oder Unabhängigkeit eines Eruptionspuuktes

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wiederholt Platz gefunden hat. Er betrifft die Behauptung,
daß ein von einer Spalte unabhängiger Eruptionspunkt in
der Regel rundlich, ein von einer Spalte abhängiger dagegen
gestreckt bis schlitzförmig sein werde. Es läßt sich aus
zahlreichen Beobachtungen in der Natur erweisen, daß
dieser Gedanke in manchen Fällen das Richtige trifft. Seine
extremste Bestätigung findet er im Explosionsgraben, wie
etwa die Eldgjä in Südisland einer ist. In der Regel jedoch
trifft er nicht zu. Es sind allein aus Island Hunderte von
Kratern bekannt, welche, reinen Eruptionsspaltcn auf¬
sitzend, formvollendet rund sind. Allein die Lakispalte zeigt
beispielsweise Dutzende solcher runder Krater. Spalten¬
parallel gestreckte Kraterformen treten sogar zurück. Die
Erscheinung findet darin ihre Erklärung, daß die Eruptions¬
spalte meist nicht in ganzer Länge klafft, daß somit das
„Schlitzförmige“ des eruptiven Erstarrungsbildes, der Gang
also, erst in einiger Tiefe eintritt, während das letzte
Stück des Weges auf röhrenartigen Kanälen über der Spalte
ausgeschossen wird, wie ich dies früher schon einmal im
Bilde20) schematisch dargestellt habe.

Indes hat, abgesehen von diesen Beziehungen, noch
ein ganz anderes Moment Verwirrung und Irrtum in die
Spaltenfrage der Vulkane hineingetragen. Das ist die Frage
nach dem Alter der Spalten.

Wo Vulkane auf eine Spalte gereiht sind und das klare
Bild einer Spalteneruption vorliegt, ist im Prinzip die Lösung
der Abhängigkeitsfrage leicht. Die Spalte kann dann nur
älter oder höchstens gleich alt sein wie die Eruption. Die
wirksamen Kräfte beruhen offenkundig auf Beziehungen
zwischen Tektonik und Vulkanismus. Das Maß der Be¬
teiligung der Kraftkomponenten freilich kann wiederum
zwischen I und O schwanken. Erfahrungsgemäß ist dabei —
besonders in nicht rein vulkanischem Gebiet — der Einfluß
der tektonischen Komponente in der äußeren Erdhaut meist
der überwiegende.

Solchermaßen an die Bedeutung der präexistierenden
Spalte gewöhnt, hat man häufig die exakte Untersuchung
der Altersfrage der Spalten im Einzelfalle vernachlässigt.
Diese Untersuchung wird in sehr vielen Fällen eine sehr
schwierige, keinesfalls aber eine überflüssige sein. Denn
erste Arbeiten in dieser Richtung haben schon in einer
ganzen Reihe von Fällen zu dem Ergebnis oder doch

20) v. Knebel — Reck, Island. Stuttgart 1912, S. 154.

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einstweilen der begründeten Vermutung geführt, daß von
vornherein als älter betrachtete Spalten tatsächlich jünger
sind als ihre Begleitvulkane. Das Problem der vulkanischen
Horstgebirge-1), das ich eingangs bereits berührt habe,
tritt hier in den Vordergrund. Es ist einleuchtend,
daß Spalten, die jünger sind als die Vulkane ihrer Um¬
gebung, mit deren Entstehung nichts gemein haben können.
Mechanische und Phasenbedeutung der Spalten ist eine
vollkommen andere. Hier zeigt umgekehrt deut¬
lich der Vulkanismus seinen Einfluß auf das
tektonische Bild.

Ich komme zum Schluß.

Obenstehende Ausführungen haben die jetzt fast all¬
gemein als richtig anerkannten Grundlagen der Beaxca-
schen Gedanken vom Standpunkte der heutigen Forschung
und ihrer Fragestellung gegenüber den Problemen der
wechselseitigen Beziehungen zwischen Vulkanismus und
Tektonik beleuchten sollen.

Die Entwicklung der Arbeiten auf diesem Gebiete hat
zur Erkenntnis geführt, daß im Einzelfalle Abhängigkeit des
Vulkanismus von der Tektonik ebensowohl bestehen kann
wie Unabhängigkeit. Beide Kräftegruppen sind in ihrem
Auftreten an der Oberfläche jedoch nicht unbedingt an¬
einander gefesselt. Das wechselseitige Abhängigkeits¬
verhältnis ist, wo immer es besteht, ein bedingtes und
gestuftes und kamt für beide Kräftegruppen positiven wie
negativen Charakter annehmen. Die Entscheidung über
den Grad und die Art der gegenseitigen Abhängigkeit muß
vorläufig in jedem Falle der Einzeluntersuchung Vorbe¬
halten bleiben. Erst aus der exakten Kenntnis einer großen
Anzahl von Einzelfällen wird man hoffen dürfen, allgemeine
Erfahrungssätze aufstellen zu können. Das gegenseitige
Abhängigkeitsverhältnis, in Zahlen ausgedrückt, zeigt
zunächst noch oft ohne ursächlich erkennbare Ordnung
alle Werte zwischen 0 und I, welche sich aus dem Maße
der Wirksamkeit und aus dem Alter der wegweisenden
tektonischen Schwächelinien einerseits, aus dem Energie¬
vorrat der wirksamen vulkanischen Massen andererseits
ergeben.

21) H. Keck, Das vulkanische Horstgebirge Dyngjufjöll usw.
in Zentralisland. Abhdlg. d. Kgl. preuß. Akad. d. Wiss., 1910.

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Unzulänglich ist es daher in jedem Falle, ohne weiteres
Vulkan und Spalte in genetische Beziehung zu bringen.
Der gegenseitigen Beziehungen sind es viele und ihre
Wirkungen sind verschiedenartig. Deshalb ist das Bild der
gegenseitigen Abhängigkeitsbeziehungen ein weit kompli¬
zierteres und vielseitigeres, auch nach Ursache und Wirkung
tiefergreifendes, als man bisher meist glaubte annehmen
zu können. Diese Erkenntnis aber knüpft sich zum größten
Teil an den Kampf um die vulkanische Spalte, den Branca
als sein größtes Lebenswerk gefochten hat und dessen
Problematik jetziger und künftiger Forschung weitverzweigte
Wege gewiesen hat zu tieferem Eindringen in die Er¬
kenntnis des Wesens vulkano-tektonischer Erscheinungen.

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5. Über pflanzenfahrende Diluvialtone
in Nordwestsachsen.

Von Herrn R. Gbahmann in Leipzig.

(Mit 2 Textabbildungen.)

Bei der Aufwältigung des staatlichen Braunkohlentage¬
baues Böhlen bei Leipzig wurde im Sommer 1922
durch den Baggerbetrieb in diluvialen Kiesen eine Ton-
bank freigelegt, die sich als pflanzenführend erwies. Von
diesem Tone wurden eine Anzahl Proben entnommen,
die von Herrn R. Kraus el in Frankfurt am
Main und von Herrn W. Mönkemeyer, Inspektor des
botanischen Gartens in Leipzig, auf ihre Pflanzenführung
untersucht wurden. Herr Mönkemeyeb übernahm die
Bestimmung der Moose, Herr Krausel die aller anderen
Reste. Wenn auch die Ergebnisse der beiden Herren,
denen ich für ihre Mitarbeit zu Dank verpflichtet bin,
nicht in allen Teilen den Erwartungen entsprechen, da
die Flora sich zwar als individuenreich, aber artenarm
erwies, außerdem der Erhaltungszustand der Reste mangel¬
haft war, so sollen sie doch bekannt gegeben werden, da
das geologische Alter des Vorkommens sehr sicher be¬
stimmbar ist, und sich der Ton danach als älteste bisher
bekannt gewordene pflanzenführende Ablagerung unseres
Diluviums erweist.

Die Fundstelle liegt etwa 15 km südlich von Leipzig,
2 km östlich von dem Orte P u 1 g a r. An der Westwand
der Grube zeigte sich vom Sommer 1922 bis zum Frühjahr
1923 das folgende am 28. Juni 1922 und am 28. September
1922 aufgenommene Profil:

Zu unterst ist aufgeschlossen etwa 1,2 m dunkler glau¬
konitführender Meeressand des Mitteloligocän (Stufe mit
Leda Deshayesiana ) (1). Dieser wird diskordant überlagert
durch etwa s/4 m grauen, groben, feuersteinführenden Kies
(2), der infolge Aufarbeitung von Meeressand starke Bei¬
mischung von feinem Sande hat. An der Basis dieses
Kieses findet sich eine Steinsohle, die aus etwa kopfgroßen
Gerollen gebildet wird. Der größere Teil davon besteht

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139

aus Braunkohlenquarziten, neben denen nordische Gesteine,
besonders Granite auftreten, die meist völlig morsch sind;
Feuerstein ist seltener. Der Kies wird nach oben rasch
feiner, indem die groben Gerolle stark zurücktreten, und
geht schließlich in einen hellen oder gelbbraunen Feinsand
(3) über, der 40 — 50 cm mächtig ist und seinerseits mit

raschem Obergang durch eine % in starke Tonbank (4),
die Fundschicht, überlagert wird.

Diese besteht aus einer unteren schwarzen, feinsandigen
Zone mit wenig Schichtung (15 cm). Darauf liegt eine
weniger sandige, dunkle Tonbank, die durch reichliche
Einlagerung pflanzlicher Reste ausgeprägte Schichtung zeigt
(20 cm). Sie wird überlagert durch einen helleren grauen
Ton (15 cm), der nur noch wenige Pflanzenreste führt,
dagegen durch dünne sandige Striemen bereits zur Schicht 5
überleitet. Diese entspricht der Schicht 2, jedoch treten
die sandigen Bestandteile stark zurück, faustgroße Gerolle
aus südlichen und nordischen Gesteinen herrschen vor. Die
Mächtigkeit dieses Grobkieses beträgt 2 m. Auf ihn folgen
etwa 34 m hellbrauner Kies mit etwa nußgroßen Gerollen
gleicher Herkunft (7). Zwischen den Schichten 5 und 7
treten feinsandig-lehmige Schichten (6) auf, die nach Süden
zu sich schließlich zu einer etwa i/2 m mächtigen, graugrünen,
stark getauchten Geschiebelehmbank verdichten. Der Mittel¬
kies (7) wird durch eine reichlich 1 m starke Bank von
braunem Geschiebelehm (8) überlagert. Diese Grund¬
moränenbank ist stark gestaucht und hat dadurch z. T.

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140

reichliche Mengen des überlagernden Kieses aufgenommen .
Über ihr folgt eine etwa 4 dm starke Schicht eines sehr
feinen, eben geschichteten, hellbraunen Sandes (Schlepp),
der nach oben lagenweise Ton aufnimmt und in Bänderton
übergeht (10). Bisweilen klemmen sich zwischen die Schich¬
ten 8 und 10 Fetzen von Kies (9) ein, die nach oben in
den Schlepp übergehen. Der Bänderton wird überlagert
durch eine weitere Bank von braunem Geschiebelehm (11).
der, 2 — 3 m mächtig, viel weniger Geschiebe führt als
der untere, auch nicht dessen Stauchungen aufweist. Etwa
5 dm Lößlelim (12), vom oberen Geschiebelehm durch eine
mehr oder minder deutliche Steinsohle getrennt, beschließen
das Profil. Dieses war in den Jahren 1922 und 1923
auf etwa 300 m Länge bloßgelegt. Die pflanzenführende
Tonbank konnte etwa 100 m breit festgestellt werden. Sie
verschwächte sich auf beiden Seiten, wurde sandig und
ging schließlich in Kies über. Bei den im Sommer 1923
fortgesetzten Baggerarbeiten wurde die Westwand nocli etwa
oO m weiter zurückgeschoben. Auch in dem neuen An¬
schnitt ist die Tonbank, wenn auch in etwas geringerer
Längenerstreckung, noch zu beachten.

Aus dem -Profil geht zunächst hervor, daß die jeweils
durch Übergänge miteinander verbundenen Schichten 2 — 5
einer einheitlichen Ablagerung angehören. Mit einer
schwachen Diskordanz werden sie überlagert durch die
Serie der Schichten 6 — 10, die sich durch die Verknüpfung
mit Geschiebelehmbänken ohne weiteres als rein giäziale
Bildungen erweisen. Die Deckschicht des Löß stellt die
letzte selbständige Ablagerung dar. Diesen Perioden der
Sedimentation stehen zwei Perioden der Abtragung gegen¬
über, welche durch die an der Basis des Löß (12) uud der
Kiesserie (2) befindlichen Steinsohlen gekennzeichnet sind.

Nach dieser Betrachtung bietet die Deutung des Profils
und die stratigraphische Eingliederung der einzelnen Schich¬
ten unter Berücksichtigung der diluvialen Schichtenfolge
in der Umgebung keine Schwierigkeiten. Sie wird noch
erleichtert und erhärtet durch den großen Aufschluß des
Tagebaues und durch eine sehr große Anzahl von Bohrun¬
gen, die in der Umgebung auf Braunkohle niedergebracht
worden sind. Danach verläuft westlich von der Pleißenaue
und ihr parallel unter einer 5 — 6 m mächtigen Decke von
Geschiebelehm ein etwa 2 km breiter Streifen von groben
Pleißeschottern, die neben südlichem Material reichlich
solches nordischer Herkunft führen. Diese Schotter kommen

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141

am Talrande teilweise zum Ausstrich, sie sind auch in einer
Anzahl Kiesgruben aufgeschlossen und werden auf dem
Blatt Borna-Lobstädt. der Geologischen Karte von Sachsen
mit d 1 e = altdiluviale Fluvioglazialschotter bezeichnet. In
dem oben mitgeteilten Profil entsprechen ihnen die Schich¬
ten 2 — 7. Aus der Tatsache, daß dieser Schotter reich¬
lich nordisches Material führt, geht hervor, daß er bereits
eine ältere Moräne aufgearbeitet hat. Die an der Basis-
der Schotter vorhandene Steinsohle stellt deren Beste dar.
Unter Benutzung der zahlreichen Bohrungen ist es möglich,
die ältere Grundmoräne in nur geringer Entfernung vom
Fundpunkt des pflanzenführenden Tones selbst nachzu¬
weisen. Dies zeigt das beigedruckte Profil (Abb. 2), das in
etwa südwestlicher Richtung durch die Tonbank gelegt wor¬
den ist. Man sieht im nördlichen Teil des Profiles die
gleichen Verhältnisse wie an der Wand des Tagesbaues
(die Schichten 2—7 und 8—11 sind dem kleineren Maß¬
stab entsprechend einheitlich durch die Schichten d und e
dargestellt). Der von der Grundmoräne e bedeckte feuer¬
steinführende Pleißeschotter d legt sich südwärts an einen
wahrscheinlich wohl interglazialen Kies c, welcher die
Grundmoräne b überlagert, < Diese selbst Lieg völlig eben,
zum Teil mit einer Basis von Bänderton, auf feuerstein¬
freiem, präglazialem Elsterschotter a. Die Grundmoräne b
gehört somit der ältesten Eiszeit an, die unser Ge¬
biet betroffen hat. Nach der heute herrschenden Auffassung
entspii ?ht sie der ersten norddeutschen Vereisung oder dem
Mindelglazial der Alpen. Ablagerungen dieser Eiszeit sind
übrigens neuerdings in Nordwestsachsen in weiter Ver¬
breitung festgestellt worden. So gehören ihr z. B. die
nordischen Kiese an, die auf dem oben erwähnten Blatt
Borna-Lobstädt nördlich vom Bahnhof Kieritzsch
zum Ausstrich kommen. Ich verweise ferner auf die Neu¬
bearbeitungen der Blätter Pegau und Zwenkau.

Nachdem während des vorletzten Interglazials die
Moränen der ersten Eiszeit zum großen Teile zerstört worden
waren (Steinsohle), erfoLgte mit dem Anbruche einer neuen
Eiszeit eine Aufschotterung. Dieser entsprechen die Schichten
2 bis 7 (Abb. 1) oder d (Abb. 2). Sie sind demnach als
ältere interglaziale1) Pleißeschotter der Hochterrasse zu
bezeichnen.

*) Der Begriff „interglazial“ wird hier im erweiterten Sinne
Siecebts für „intermoränal“ gebraucht. Er hat also nur stratigra¬
phische und nicht klimatische Bedeutung.

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142

Mit der Schicht 6 beginnen die rein glazialen Ab¬
lagerungen der zweiten Eiszeit. Diese zeigt mehrfache
Oszillationen. Der erste Vorstoß, durch den dünnen Ge¬
schiebemergel 6 bzw. eine Diskordanz zwischen Schicht 5
und 7 vertreten, ist von ganz untergeordneter Bedeutung

ssv ryo

A00. 2.

und nur selten zu beobachten. Von weiterer Verbreitung ist
jedoch der Geschiebe lehm 8. Er konnte in vielen Auf¬
schlüssen in den Schottern der Pleiße und Elster auf den
Blättern Borna - Lobstädt, Zwenkau und Lieb er t-
w o 1 k w i t z beobachtet werden und mag als Basaigrund-
moräne bezeichnet werden.

Sobald das zurückgehende Eis die Flußtaler wieder
frei gab, strömten die von Süden herabkommenden Wässer
nach und breiteten erneut Schotter aus, die als Basalschotter
bezeichnet werden. Ihre Idächtigkeit ist entsprechend der
kurzen Dauer des Rückzuges nur gering, und da wir uns
am Fundpunkte des pflanzen führenden Tones nahe dem
Ufer des interglazialen Pleißcbettes befinden, sind hier
die Basalschotter nur durch Schmitzen groben Kieses (9)
vertreten, die sich zwischen der Basalgrundmoräne (8) und
dem überlagernden Schlepp (10) einschalten.

Mit letzterem beginnen die Ablagerungen des Haupt¬
vorstoßes der zweiten Eiszeit. Es hat sich überall im
sächsischen Randdiluvium gezeigt, daß bei jedem Vorstoß
des Eises sich in den Talwannen Stauseen bildeten, in
denen sehr feiner geschichteter Sand (Schlepp) und Bänder¬
ton zum Absätze gelangten. Häufig wurde diese gering¬
mächtige Ablagerung beim weiteren Vorrücken des Eises
wieder zerstört; deswegen findet man liier unter der Basal¬
grundmoräne keinen Bänderton mehr, wlährend er anderen¬
orts nachgewiesen werden konnte. Man kann wohl an-

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nehmen, daß der Schlepp das Sediment der dem Stau¬
becken zufließenden Gewässer, der Bänderton jenes der
Schmelzwässer ist. Im Profil beobachtet man daher, ent¬
sprechend dem Herannahen des Eises, einen gleichmäßigen
Übergang von den groben Basalschottern zum Schlepp und
dann zum eisnahen Bänderton.

Der Geschiebe lehm (11) als Hauptgrundmoräne der
zweiten Eiszeit beschließt in unserem Profile die rein
glazialen Ablagerungen.

Die Steinsohle an der Basis des Löß (12) ist ein
Erosionsrelikt von bereits abgetragenen Geschiebelehm¬
massen und verkörpert somit die Erosion im letzten Inter¬
glazial, während der Löß als Vertreter der letzten Eiszeit
aufzufassen ist.

Das Ergebnis dieser Betrachtungen ist kurz folgendes:
Es zeigen sich im Böhlener Profile über dem Tertiär
fluviatile und glaziale Sedimente, die durch ihre Ver¬
knüpfung beweisen, daß sie unmittelbar nacheinander ab¬
gelagert worden sind. Sie werden im Hangenden und im
Liegenden von je einer als Steinsohle ausgeprägten Dis¬
kordanz begrenzt, deren jede einer Erosionsperiode ent¬
spricht, und zwar die obere dem letzten, die untere dem
vorletzten Interglazial. Die glazialen Sedimente gehören
somit zur vorletzten Eiszeit (Rißglazial der Alpen), und
die bei ihrem Anbrechen abgelagerten Kiese mit der
pflanzenführenden Tonbank sind als Hochterrassen¬
schotter der Pleiße anzusprechen.

Die palaebotanische Untersuchung der Reste aus der
Tonschicht 4 lieferte folgende Ergebnisse.

Herr Mönkfmeyer, der die Bestimmung der Moose über¬
nahm, berichtet:

Laubmoose.

Bestimmt von W. Mönkemeyer, Leipzig, Botan. Garten.

Meesea triquetra (L.) Aongstr. var. timmioides Sanio.
Die Varietät dieser in West-, Mittel-, und Nordeuropa,
Sibirien, Spitzbergen und Nordamerika vorkommenden
Art ist bisher nur aus Ost- und Westpreußen bekannt
geworden.

Foniinalis hypnoides Habtm.

Diese in Europa, Sibirien, Japan und Nordamerika
nicht seltene Art fand sich nur in einem Aststücke mit
acht gut erhaltenen Blättern.

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Thuidium BlandouHi (Web. u. Mohr als Hypnum ) Br. cur.
Diese in Europa, Nordasien und Nordamerika auf Torf¬
wiesen nicht seltene Art fand sich ebenfalls nur in
einem gut erhaltenen Stammstück mit Seitenästchen.
Campylium (vel Chrysohypnum) stellatum (Schreb. als
Hypnum) Bryhn.

Europa, Kaukasus, Sibirien, Himalaya, Nordamerika.
Cratoncurum commutatum (Hedw. als Hypnum) Roth.
Diese in Europa, Asien, Japan und Nordamerika häufige
Art fand sich in wrenigen, nicht gut erhaltenen, aber
gut erkennbaren Stammstücken.

Cratoncurum jilicinum (L. als Hypjium) Roth.

Häufige Art Europas, Asiens, Nordamerikas und Neu¬
seelands.

Drepanocladus revolvens (Sw. als Hypnum) Warnst.

Fand sich reichlich und gut erhalten vor.
Verbreitung: Europa, Asien und Nordamerika.
Drepanocladus Scndtneri (Schtr. als Hypnum) Warnst, in
einer der fo. grazilescens Sanio nahestehenden Form
und in der forma capillifolia (Warnst, p. p.) Moenkem.
Europa, Sibirien und Nordamerika.

Drepanocladus cxannulatus (Gümb. als Hypnum) Warnst.
Fand sich in großen, reinen, piattenartig zusammen -
gepreßten Rasen vorzüglich erhalten vor, und zwar in der
var. brachydietya (Ren.) Moenkem.

Diese Varietät zeigte ferner Übergänge zu
jo. Rotae (De Not.) Moenkem. nebst typisch ausgebildeter
Rotae. Ferner die fo. tundrae (Arn.) Moenkem. mit
stumpf abgerundeter, oft kappenförmig eingekrümmter
Blattspitze.

Die var. brachydietya kommt im Norden Europas und
in höheren Gebirgslagen vor, in Sibirien bildet sie
vielfach Massenvegetation in der fo. tundrae. Die jo.
Rotae ist in guter Ausbildung in den höheren Gebirgs¬
lagen und im Norden Europas heimisch.

Scorpidium scorpioides (L. als Hypnum) Limpr. fo. jutocca
Sanio als Var.

Diese Form besitze ich aus der Schweiz, Schottland
und Nordeuropa, sie ist ferner in Ostpreußen aufgefimdon
und kann im allgemeinen als alpin-boreal betrachtet
werden.

Calliergon giganteum (Schr. als Hypnum) Kindb.
war reichlich und gut erhalten vorhanden.
Verbreitung: Europa, Sibirien und Nordamerika.

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Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Gesellsch. 1924.

Tafel III.

Abb. 1. Blick von Kefr Seluan auf das von Start'elbrüchen
durchsetzte Süd westende des Kneysseh.

Abb. 2. Faltungen in der obersten Kreide auf der NW- Seite des
Ammänbaches, gesehen von Km 222,4 der Hedschasbahn.

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'V^LCUN|VERSITY OF MICHIGAN

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Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Gesellsch. 1924.

Tafel IV.

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• JUN i 1925

Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft

(Abhandlungen und Monatsberichte.)

A. Abhandlungen.
3. u. 4. Heft. 76. Band.

(Hierzu Tafel V und VI.)

1924,

Berlin 1925.

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart.

INHALT.

Aufsätze: Seite

6. Grahmann, R.: Über pflanzenführende Diluvialtone
in Nord westsachsen. (Mit 2 Textabbildungen)

(Fortsetzung) . 139

6. Wegnf.r, Th.: Die Rudisten des norddeutschen Turons.

(Hierzu Tafel V und 2 Textabbildungen) .... 159

7. Woldstedt, Paul: Zur Tektonik des subherzynen

Beckens. (Hierzu Tafel VI und 3 Textabbildungen) 183
Verzeichnis der seit 1920 bei der Bücherei eingehenden

Zeitschriften und Karten . 202

Mitgliederverzeichnis . 214

Deutsche Geologische Gesellschaft.

Vorstand für das Jahr 1925

Vorsitzender: Herr Krusch Schriftführer: Herr Bäbtlino

Stellvertretende I „ Pompkckj „ Solger

Vorsitzende: \ „ BROiu-München Mestwerdt

Schatzmeister: „ Picabd .. RiMANN-Dresden

Archivar: „ Dienst

Beirat für das Jahr 1925

Die Herren: ANDREB-Königsberg i.Pr., BuxTORF-Basel, CLOOS-Breslau, Erdmanns-
DÖRFFER-Hannover, Faura i Sans- Barcelona, FuEGEL-Berlin, ^ETRASCHECK-Leoben,
ScHUMANN-Grube Jlse, N.-L., WEGNER-Miinster.

■ — * — ü

Mitteilungen der Schriftleitung.

Im Interesse des regelmäßigen Erscheinens der Abhandlungen und
Monatsberichte wird um umgehende Erledigung aller Korrekturen gebeten.

Die Manuskripte sind druckfertig und möglichst in Maschinenschrift ein¬
zuliefern. Der Autor erhält in allen Fällen eine Fahnenkorrektur und nach
Umbrechendes betreffenden Bogens eine Revisionskorrektur. Eine dritte
Korrektur kann nur in ganz besonderen Ausnahmefällen geliefert werden. Für
eine solche hat der Autor die Kosten stets zu übernehmen.

Im Manuskript sind zu bezeichnen:

Oberschriften (halbfett) doppelt unterstrichen,

Lateinische Fossilnamen (kursiv I) durch Schlangenlinie,

Autornamen (Majuskeln) rot unterstrichen,

Wichtige Dinge (gesperrt) schwarz unterstrichen.

— ; - □ -

Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende
Adressen benutzen:

1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an
Herrn Bergrat Prof. Dr. Härtling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128.

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener <
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Kergrat
Prof. Dr. Mestwerdt, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

4. Sonstiger Briefwechsel an den Vorstand der Deutschen Geo¬
logischen Gesellschaft, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

5. Die Beiträge^ sind gebührenfrei auf das Postscheckkonto von
Prof. Dr. E. Picard, Schatzmeister der Deutschen Geologischen Ge¬
sellschaft in Berlin N 4 beim Postscheckamt Berlin NW 7 Nr. 38581 zu
überweisen.

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard,
Berlin N4, Invalidenstr. 44, einzusenden.

Go jgie

rAl

145

CaUiergon cuspidatum (L. als Hypnum) Kindb.

Häufige Art Europas, Asiens, Nordamerikas und Neu¬
seelands.

Diese Arten und Formen bilden eine natürliche
Pflanze ngemein8chaft einer ausgesprochenen Sumpf flora,
von denen die Drepanocladus exannulatus- Formen und
Scorpidium alpin-borealen Charakter tragen.

Außer dieser fand ich noch zwei Moose in guter
Erhaltung, welche an Stämmen und Zweigen, Baum wurzeln
und an Felsen bei uns häufig sind, und zwar

Neckera complanata (L.) Hübn. und Isothecium myurum
Beid.

Im hohen Norden, z. B. auf Island, kommen beide
Arten ebenfalls vor, wo sie in Ermangelung der Baum¬
vegetation an steinigen Stellen wachsen.

Von Gattungen, welche sich erwarten ließen, wie Philo-
notis , Bryum und Mnium habe ich nichts angetroffen,
ebensowenig Sphagnum. Im allgemeinen konnte ich fest¬
stellen, daß die Böhlener Diluvialmoose in bezug auf
Ausbildung der vegetativen Organe, verglichen mit re¬
zenten Pflanzen, weit schwächer entwickelt waren,
daß sich demnach letztere zu ihrem Vorteile weiter¬
entwickelt haben. Obwohl ich sehr viel Material durch¬
gearbeitet habe, gelang es mir nicht, eine Kapsel auf¬
zufinden. Das entspricht den heutigen Verhältnissen.
Auch heute kann man oft ganze Hypnumwiesen nach
fruchtenden Pflanzen vergeblich durchsuchen.
Belegexemplare der angeführten Böhlener Diluvial¬
moose sind dem Geologischen Landesamt in
Leipzig überwiesen worden.

Herr KbXüsel untersuchte alle übrigen Pflanzenformen
und schreibt:

„Außer Moosen fanden sich in dem Ton von Böhlen
an Pflanzenresten Holz- und Wurzelbruchstücke, Samen
und sehr wenige Pollenkörner. Laubblätter waren nicht
vorhanden. Die zuerst untersuchten, schichtweise gesammel¬
ten Proben gaben keinen Hinweis auf eine vertikale Floren¬
folge2). Auch im Verlauf der weiteren Untersuchung —
des nun unsortierten Materiales — ergaben sich keine An-

*) Die schichtweise Aufsammlung wurde aufgegeben, nachdem
eine durchgehend gleichmäßige Verteilung der Moose festgestellt
worden war. Grahmann.

Zeilschr. d. D. Geol. Ges. 1924. 10

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146

haltspunkte für eine derartige Gliederung, höchstens fiel
auf, daß eine besonders holz- und moosreiche Schicht fast
gar keine Samen enthielt. Diese sind auch sonst nicht
allzu häufig mit Ausnahme der Carices und fast immer
stark zusammengedrückt und schlecht erhalten, so daß
eine sichere Bestimmung oft unmöglich ist.

Außer den Moosen konnten folgende Pflanzen nach¬
gewiesen werden:

Ccnococcum geophilum Fk.

Eine Anzahl Fruchtkörper. Die Art ist im humösen
Boden der Heiden und Wälder häufig. C. A. Weber
fand sie in der Mammutschicht von Borna und im
Glazial von Lüneburg; Habtz in spätglazialen dänischen
Schichten3).

Potamogeton pusillus L.

Wenige Steinkerne. Rezent in der gemäßigten Zone
Europas, in Grönland bis 68,75° n. B. (Weitere An¬
gaben bei C. A. Weber4). Glaziale Ablagerungen in
Schweden und Dänemark, Nüsse (Range), Krystynopol
(Szafer), Borna (C. A. Weber).

Potamogeton sp.

Wenige Steinkerne, schlecht erhalten, aber kaum zur
vorigen Art gehörend.

Gramineen.

Fast alle im ganzen spärlich vorhandenen Pollenkörner
gehören hierher.

Eriophorum cf. Schcuchzeri Hoppe.

Schlecht erhaltene Früchte, wie sie Nathorst auch bei
Deuben fand. Nach C. A. Weber heute arktisch-
circumpolar, in Grönland und Spitzbergen ein Haupt¬
bestandteil der Sumpfwiesen, häufig auch in den alpinen
Lagen der Gebirge der gemäßigten Zone. Mammutflora
von Borna (C. A. Weber).

Car ex cf. rostrata Stokes.

Zwei schlechterhaltene Bälge (einige Nüßchen??). Von
Südeuropa (Gebirgslagen) bis in die arktische Tundren¬
zone verbreitet, glazial aus Dänemark (Hartz) und
Borna (C. A. Weber) bekannt.

3) Hier wie im folgenden sind diese Angaben keineswegs er¬
schöpfend, sondern nennen nur einige der wichtigeren Fundorte.

4) C. A. Weber, die Mammutflora von Borna. Abh. d. Naturw.
Ver Bremen 1914, Bd. XXII I. H. 1.

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Car ex sp.

Die hierher gehörenden Nüßchen sind am häufigsten;
sie machen etwa 80 v. H. aller Samen aus und gehören
wahrscheinlich mehreren Arten an. Doch ist, zumal
die Epidermis fast stets zerstört ist, eine nähere Be¬
stimmung nicht möglich.

Salix sp.

Wenige Pollenkörner sowie äußerst zahlreiche Zweig¬
bruchstücke in der Moosschicht. Stets ist der Durch¬
messer der Zweige gering. Größere Stammstücke
kommen nicht vor. Es handelt sich um strauchartige,
kriechende Weiden.

Caryophyllaceen.

Zwei schlecht erhaltene, nicht näher bestimmbare ( Si -
lene ?) Samen.

Polygonum viviparum L.

Ein einziger Samen. Die Art findet sich in den Alpen
und der Tatra, in Skandinavien und den Polarländern,
glazial bei Deuben.

Batrachium sp.

Einige Früchte. B. confervoides Fr. heute arktisch-
alpin, ist glazial mehrfach nachgewiesen (auch in
■ Borna).

Comaram palustre L.

Eine beschädigte Frucht. Glazial bei Borna, in Eng¬
land, Dänemark und Schweden, heute in der gemäßigten
Zone häufig bis ins arktische Gebiet vordringend.

Potentilla aurea L.

Einige Früchte. In subalpinen und alpinen Regionen
häufig; in Nordeuropa und in der Arktis fehlend,
fossil von Borna und Lüneburg bekannt (C. A. Werer).

Potentilla cf. alpestris.

Hierher gehören wahrscheinlich zwei Früchtchen, von
der vorigen Art durch die stärker ausgebildeten Schräg-
leisten unterschieden. Von arktisch alpiner Verbreitung,
fossil von Lüneburg angegeben (C. A. Weher).

Viola palustris L.

Einige nicht näher bestimmbare Samen. Gemäßigtes
bis arktisches Gebiet.

10*

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148

Hippuris vulgaris L.

Die Samen dieser Art sind ziemlich häufig. Heute
im gemäßigten und arktischen Gebiet häufig, wird die
Art auch von mehreren glazialen Fundorten angegeben.
? Menyanthes trijoliata L.

Zwei Samenbruchstücke.

? Lycopus curopacus L.

Ein schlecht erhaltener Samen.

Carduus (Cirsium ?) sp.

Eine schlecht erhaltene Achäne.

Die Zahl der hier nachgewiesenen Pflanzen ist gewiß
nicht sehr groß, im Verein mit den schon erwähnten
Moosen gestatten sie aber doch einen Schluß auf die
Zusammensetzung der damals in der Nähe von Böhlen
lebenden Pflanzengesellschaft und ihre Lebensbedingungen.
Nun sind ja allerdings die Beste wenigstens zum Teil
vielleicht zusammengeschwemmt. Aber von weither, etwa
aus höheren Gebirgslagen, können sie kaum stammen. Die
Ablagerung ist also in bezug auf die Flora des Gebietes
sicher autochthon. Dafür spricht nicht nur die Erhaltung
auch der zarteren Moose, sondern auch die einheitliche
Zusammensetzung der Flora. Sic wird in der Hauptsache
von Moosen und Carices im Verein mit Wasser- und
Sumpfpflanzen gebildet. Zieht man ihre heutige Verbreitung
in Betracht, so weist diese, unbeschadet des Umstandes,
daß eine Anzahl der bei Böhlen angetroffenen Pflanzen
noch heute im Gebiete von Mitteleuropa Vorkommen, für
den Vergleich auf die arktischen Tundren und die alpine
Vegetation. Eine solche Flora ist bereits durch Nathorst
von Deuben und durch C. A. Weber von Borna nach¬
gewiesen worden. In allen drei Fällen haben wir eine
typische Glazialflora vor uns, eine Tundren Vegetation, die
durch den Mangel von Bäumen ausgezeichnet ist. Nirgends
enthält die Ablagerung Holzreste oder Pollen von solchen,
und bei der leichten Verbreitung der letzteren ist der
Schluß gerechtfertigt, daß Bäume, wie Kiefer oder Birke,
auch in der weiteren Umgebung der Fundschicht nicht
vorhanden gewesen sein können. Die liachgcwiesenen Holz¬
reste gehören ja durchweg kleinwüchsigen Weiden an.
Diese Flora steht in einein schroffen Gegensatz zur heutigen
Pflanzenwelt des Gebietes und setzt ein kälteres Klima
voraus. Es ist, kurz gesagt, eine typische Glazialflora.
Welcher Eiszeit sie — unter Voraussetzung, daß das übliche

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J49

Schema der diluvialen Gliederung richtig ist — angehört
hat, ist aus ihrer Zusammensetzung allein nicht zu ent¬
nehmen. Und ebenso ist eine bestimmte Deutung, ob es sich
um Hoch-, Früh- oder Spätglazial handelt, kaum möglich.
Das Auftreten mancher Formen scheint aber gegen die erste
Annahme zu sprechen. Andererseits darf man die heutigen
Verhältnisse der Arktis nicht schematisch auf das glaziale
Mitteleuropa übertragen. Dies ist schon mehrfach, am
klarsten wohl bei C. A. Weber (a. a. O. S. 62) zum Aus¬
druck gebracht worden. Nach ihm war das glaziale Klima
hinsichtlich seiner physiologischen Wirkungen weder mit
der heutigen Arktis noch dem der Hochalpen völlig iden¬
tisch, ebensowenig mit dem der heutigen Steppen der ge¬
mäßigten Zone. Da ee aber Züge jedes dieser gegenwärtigen
Klimat© in sich vereinte, so war die Folge davon, daß
Vertreter der Organismenwelt der heutigen Arktis, der
Hoch alpen, der Steppe wie der Tundra wenigstens während
des Übergangs von der hochglazialen zu der spätglazialen
Phase (das gleiche gilt natürlich für den Übergang vom
Früh- zum Hochglazial) in Mitteleuropa nebeneinander, wenn
auch vielleicht standörtlich getrennt, zu leben vermochten,
indem während der erstgenannten Phase mehr der arktisch-
alpine oder tundrenartige Charakter der aus Pflanzen und
Tieren gebildeten Lebensgemeinschaften, während der
zweiten aber mehr und mehr der steppenartige hervortrat,
der dann allmählich in iden der temperierten Grasflur-
Lebensgemeinschaften und endlich des Waldes eines Inter -
glazials oder des Postglazials hinüberglitt.“

Es seien noch einige Worte über die Pflanzen -
Gemeinschaft angefügt. Von den elf bestimmten Moosen
sind zehn unmittelbare Bewohner von Wasser und Sümpfen.
Chrysohypnum stellatum kann, an Zweigen lebend, mittel¬
barer Sumpfbewohner sein. Von den übrigen 18 be¬
stimmten Pflanzenformen sind zwölf Bewohner des Wassers,
der Sümpfe oder Ufer. Carduus bzw. Cirsium kann ebenfalls
in Sümpfen auftreten, desgleichen gewisse Gramineen.
Letztere scheiden jedoch in diesem Falle für die Erschließung
des Standortes der Flora aus, da sie nur durch Pollen
vertreten sind, die ja durch den Wind weithin getragen
werden. Nur Polygonum vivi parum und die beiden Poten-
/ ///fl arten fallen als reine Landpflanzen aus der im übrigen
einheitlichen Pflanzengesellschaft heraus. Es liegt also eine
typische Tundrensumpfflora vor, der einige Wasserpflanzen

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150

sowie die Samen einiger Landpflanzen zugesehwemint sind.
Sind die Pflanzen wohl auch nicht an ihrem Fundorte ge¬
wachsen, so sind sie jedoch zweifellos nur eine kurze Strecke
transportiert worden. Es ist ja selbstverständlich, daß bei
der Auf Schotterung, welche mit dem Herannahen des
Inlandeises erfolgte, immer weitere Gebiete zunächst unter
Wasser, dann unter Schotter gesetzt wurden. Eine Sumpf¬
wiese wurde überschwemmt und die abgetriebenen Pflanzen
wurden in einer ruhigen Flußschlinge zur Ablagerung gebracht.

Herr Mönkemeyer hat schon darauf hingewiesen, daß
gewisse Moose borealen Einfluß beweisen. Auch die von ihm
erwähnte kräftigere Entwicklung der heute noch lebenden
Spezies scheint mir auf die heute günstigeren Lebensbedin¬
gungen hinzudeuten. Von den übrigen fcstgestellten Pflanzen
sind die Wasser- bzw. Sumpfbewohner außer dem alpinen
Eriophorum Scheuchzcri alle noch heute im gemäßigten
Mitteleuropa vorhanden, wenn auch ein großer Teil von
ihnen, wie ja auch von den Moosen, gleichzeitig auch in
der arktischen Zone auftritt. Es findet sich aber, und
darauf sei noch besonders hingewdesen, unter ihnen keine
Art, die auf gemäßigtes Klima beschränkt ist, so daß
immerhin schon auf Grund der Sumpf- und Wasser¬
pflanzen ein kaltes Klima wahrscheinlich ist. Zieht man
jedoch zur Beurteilung noch die wenigen festgestellten
Landpflanzen heran, so zeigt sich die auffällige Tatsache,
daß sowohl dio Potent illaavten als auch Polygonum vivi-
parurn, schließlich auch die kriechenden Weiden heute auf
alpine oder arktische Standorte beschränkt sind und somit,
ein kaltes Klima erweisen. Auch der völllige Mangel an
Bäumen ist in diesem Sinne zu deuten.

Die Tatsache, daß eine der jetzigen ähnliche Wasser¬
flora gleichzeitig neben einer Landflora von alpin-arktischem
Charakter lebte, hat sich auch bei anderen pflanzen führen¬
den Glazialablagerungen gezeigt. Besonders wird die von
Szafek') für die Ablagerungen von Krysty nopol in
Galizien hervorgehoben, deren Pflanzengemeinschaft mit
der von Böhlen große Ähnlichkeit zeigt. A. G. Nathorst*)

5) Szafer, Wl. 1912. Eine Dr.vasflora bei Krystynopel in
Galizien. Bull. acad. d. Scienc. de Cracovie. Classe d. sc. math.
et nat. Ser. B.

6) Natiiorst, A. G. 1910. Spätglaziale Süßwasserablagerungen
mit arktischen Pflanzenresten in Schonen. Geol. Foren. Förhand-
lingar 32. Stockholm.

Derselbe. Neuere Erfahrungen von dem Vorkommen fossiler
GlazÄal pflanzen. Dieselben Abh. 36, S. 287 ff.

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1ÖJL

hat für diese Vergesellschaftung eine Erklärung gegeben,
die allerdings nicht durchaus zutrifft, wenn man das Eis¬
zeitphänomen auf Polwanderungen zurückführt.

In welchem Altersverhältnis steht nun die Böhlener
Glazialflora zu den anderen im sächsischen Randdiluvium
bekannt gewordenen Glazialfloren von De üben, Luga
und Borna? Die Deubener, sowie die Lugaer Fundschicht
wurden von Pietzsch7) auf Grund der neuesten Aufnahmen
der letzten norddeutschen Eiszeit zugerechnet. Eine Klar¬
stellung erfordert jedoch die Altersbestimmung der Bornaer
Mammutschicht. C. A. Weber8) hat sich darüber ein¬
gehend verbreitet, kommt aber zu einem Ergebnis, dem
man sich nicht in allen Punkten anschließen kann. Die
pflanzenführende Mammutschicht liegt westlich der Wyhra-
aue unter einer mehrere Meter dicken Schicht feinsandigen
Lehmes einer „altalluvialen“ Terrasse (a. a. O. Fig. 1) des
Wyhratales, welches in feuersteinführende, mit Geschiebe-
tehm und Löß bedeckte, ältere Diluvialschotter eingeschnitten
ist. C. A. Weber stellt diese Schotter, den Geschiebelehm
und den an seiner Basis bisweilen auftretenden Bänderton in
das vorletzte norddeutsche Glazial (Rißeiszeit). Darin
stimme ich ihm zu: sie entsprechen zeitlich den Schottern,
in welche die Böhlener Fundschicht eingebettet ist. Die
Schotter unter der „altdiluvialen“ Terrasse von Borna
dagegen werden von C. A. Weber dem Ausgang des
gleichen Glazials zugerechnet. Beim Abschmelzen des
Landeises soll sich an der Stelle des Wyhrataies eine tiefe
Rinne gebildet haben, in der diese Flußschotter zur Ab¬
lagerung gelangten.

Es liegt jedoch meines Erachtens ein gewisser Wider¬
spruch in der Annahme, daß Erosion und Aufschotterung
hier gleichzeitig erfolgt sind. Die Ursachen, welche zur
Erosion führen, können nicht gleichzeitig auch Ablagerung
von Terrasse nschottern bewirken. Und nimmt man beide
Vorgänge nacheinander, so dehnt man einmal das „Spät¬
glazial II“ über Gebühr aus und müßte es dann noch in
eine frühere Stufe, in der Erosion herrscht, und in eine
spätere, wo Auf Schotterung erfolgt, teilen. Es müßten sich
die Vorgänge, die wir vor Ablagerung des Löß beobachten.

7) K. Pietzsch, Der pflanzenführende Glazialton von Luga
b. Dresden und die Gliederung des Elbtaldiluviums. Ber. Nut. Ges.
Leipzig. 42. Jg. 1915.

8) C. A. Weber Die Mammutflora von Borna. Abh Xat. Vor.
Bremen 1914, Bri. XXIII. H. 1, S. 51.

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auf einen sehr kurzen Zeitraum beschränken. Wir beobach¬
ten jedoch überall in Sachsen, daß die Abtragung älterer
Diluvialsedimente vor der Bildung des Löß sehr stark war,
daß sie sich also über einen längeren Zeitraum erstreckt
haben muß. Pietzsch9) hat besonders für das Gebiet des
Elbtales auf diese Tatsache hingewiesen. Es ist also die
Stellung der Flußschotter der „altdiluvialen Terrasse" so¬
wie auch die des Löß in das Spätglazial II unwahrschein¬
lich10). Gewiß gibt es in Nordwestsachsen Kiese, die dem
Rückzuge des Landeises entsprechen, aber das sind sandr-
artige Bildungen oder Kiesmoränen, sie liegen fast überall
dem Geschiebelehm der gleichen Eiszeit auf, und eine
nennenswerte Erosion hat vor ihrer Ablagerung nicht statt¬
gefunden.

Versucht man, die Ablagerungen der „alluvialen Ter¬
rasse" von Borna dem glazialen Schema einzugliedern,
so wird man grundsätzlich gleichen Ursachen gleiche
Wirkungen zuschreiben und dementsprechend umge¬
kehrt für entsprechende Erscheinungen analoge Gründe
suchen müssen. In dem Profil von Böhlen findet sich
an der Basis der Pleißeschotter eine Steinsohle als Erosions-
rest einer älteren Grundmoräne. Die Erosion wurde ins
vorletzte Interglazial verlegt, die Auf Schotterung ergab sich
einwandfrei sowohl durch die gegen ihr Ende einsetzende
Verknüpfung mit Grundmoräne als auch durch die Flora,
als Frühglazial II. Analog ist nun anzunehmen, daß die
starke Erosion, die wir überall im sächsischen Diluvium
nach der 2. Eiszeit beobachten, im letzten Interglazial
statthatte. Erst bei Beginn einer neuen Eiszeit erfolgt
wie bei den früheren Eiszeiten, in den neuausgetieften
Flußtälern eine erneute Aufschotterung. Als deren Er¬
gebnis finden wir in unseren Tälern eine Terrasse, die
südlich der nördlichen Verbreitungsgrenze des Löß von
solchem bedeckt ist. Diese Terrasse ist auf den sächsischen
geologischen Karten mit dem Symbol ,,d3" (=■- jungdiluviale
Flußschotter) zur Darstellung gebracht worden, soweit sie
sich deutlich ausscheiden ließ, d. h. besonders in den Tälern
der Neiße, Elbe und Mulde. Es wurde allerdings
nicht zum Ausdruck gebracht, daß sie der letzten Eiszeit
angehört. Erst K. Pietzsch führte in der erwähnten

9) K. Pietzscii a. a. O.

10) Vergl. auch E. Wekth: Die äußersten. Junge ndinorünen
in Norddeutschland und ihre Beziehungen zur Nordgrenze und
zum Alter des Löß. Zeitschr. f. Gletscherkunde VI. 1912.

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153

Arbeit für das Eibtalgebiet die Eingliederung der diluvialen
Ablagerungen in das heute übliche Schema durch und
stellte die jungdiluviale Terrasse (d3 — Schotter) ins letzte
Glazial. Auch im benachbarten Saaletale ist die gleiche
Terrasse, mit Lößlehm bedeckt, nachgewiesen und von
Siegert als Saaleterrasse des 2. Interglazials bezeichnet
worden (interglazial = intermoränal).

Im Gebiete der Elster und Pleiße dagegen, wo die
Höhenunterschiede sehr gering sind, hebt sich die Terrasse
weniger deutlich ab. Sie ist daher auf den älteren Karten
nicht einheitlich dargestellt worden. Zum Teil erscheint
sie als ..da“ — ,.Altalluvium“, zum Teil sie als „a8“ -- „ge¬
neigtes Alluvium“ bezeichnet, im Elstertale ist sie meist
gar nicht abgogrenzt worden. Einer späteren Neuauf¬
nahme der in Frage kommenden Blätter bleibt es Vorbe¬
halten, diese Terrasse einheitlich auszuscheiden.

Diese Terrasse liegt nun zweifellos auch in dem „Alt¬
alluvium" von Borna vor, und die pflanzenführende Mam¬
mutschicht von dort ist demnach dem letzten Glazial
zuzurechnen, sie ist gleichaltrig mit den Ablagerungen
von Luga und De üben. Diese Angabe hatte C. A.
Weber für möglich gehalten, es stand ihm aber noch
keinerlei Vorarbeit über die Gliederung des sächsischen
Diluviums zur Verfügung. Jedoch kam schon E. Werth
zur gleichen Altersbestimmung wie ich11). Gewisse Schwie¬
rigkeiten bietet nur der „Terrassenlehm“, welcher in
Borna die Mammutschicht überlagert. Da gleichzeitig
der sonst auf dieser Terrasse (z. B. zwischen Böhlen
und S t ö h n a im Pleißetale etwa 10 km nördlich) vor¬
handene Löß fehlt, bin ich der Meinung, daß dieser in
Borna durch den feinsandigen horizontal geschichteten Ter¬
rassenlehm vertreten wird. Man kann annehmen, daß der
Löß über die trockenen vegetationsarmen Höhen gefegt
und in nur geringer Mächtigkeit abgelagert wurde, im
Tale jedoch in langsam fließendes oder stehendes Wasser
getrieben wurde und gemischt mit fluviatilen Sedimenten
zur Ablagerung kam. Wir dürfen auch nicht vergessen,
daß nicht der gesamte alte Talboden eine gleichmäßige
Lößdecke tragen kann: auf diesem befanden sich Fluß¬
betten sowie sumpfige Stellen, in die der Staub geweht
und mit Schlick oder Sand gemischt wurde.

u) E. Werth: Die Mammutfloni von Borna. Naturw.
Wochenschrift, Neue Folge, Bd. 13, 1914.

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Nach Ablagerung der Bornaer Wyhratalterrasse er¬
folgte neuerdings Erosion, hierauf abermals Aufschüttung
eines Flußschotters, Bildung von Torf- und Muddelagern
und schließlich von Aulehm. C. A. Weber stellt diese
Schotter- und Torfbildungen ins letzte Glazial (Würmeis¬
zeit). Nachdem wir nun aber oben für die Bildung des
Mainmuttones und der „altalluvialen“ Terrasse ein letzt-
glaziales Alter nachgewiesen haben, sind die jüngsten Schot¬
ter der Wyhraaue anders einzugliedern. Hellmuth Weber12)
hat die Flora der diesen Schotter überlagernden Torf¬
und Muddebildungen eingehend untersucht und eine Ab¬
folge von einer baumlosen Vegetation über eine Weißbirken-,
Föhren- und Eichenstufe bis zur heutigen Flora festgestellt.
Die älteste in diesen Torfmudden festgestellte Flora hat
jedoch keineswegs den Charakter der echt glazialen von
Borna und Deuben oder der älteren von Böhlen.
Vielmehr ist sie wohl charakteristisch durch das völlige
Fehlen von Bäumen (auch Zwergbirken treten erst etwas
höher auf), jedoch sind die den Hauptteil stellenden Sumpf-
und Wasserpflanzen auch heute noch in Mittel- und Nord¬
europa verbreitet. Nur Carex aquatilis ist heute auf das
Gebiet nördlich von Reval und von Mittelschweden be¬
schränkt. Der in den gleichen Schichten festgestellte Kon-
chy lienbestand kommt nach Wüst13) dem der Birken- und
Espenzcit in Dänemark und in Norddeutschland am
nächsten. Dieser palaeonto logische Befund läßt schon darauf
schließen, daß das Klima zur Ablagerung der Torf- und
Muddebildungen nicht so ausgesprochen arktisch war wie
zur Zeit der oben genannten echtglazialen Ablagerungen,
und es geht schon daraus hervor, daß man die unter dem
Aulehm auftretenden Muddeschichten nicht für gleichaltrig
mit den Deubener und Lugaer Pflanzentonen erklären kann.
Sie können auch, nachdem das Alter der Bornaer Mammut*
Schicht als Glazial III feststeht, nicht einfach als Spät¬
glazial III aufgefaßt werden, da ja zwischen beiden Ab¬
lagerungen eine Erosion und die Bildung von Flußschottern
erfolgt ist. Die Bornaer Muddeschichten sind daher meiner
Ansicht nach in die Zeit des baltischen Vorstoßes zu stel¬
len. In dem Interstadial zwischen dem Hauptvorstoß der
letzten Eiszeit und diesem baltischen Vorstoß erfolgte, wie

12) Hellmuth Weber: Über spät- und postglazialc lakustrine
und fluviatile Ablagerungen in der Wyhraniederung bei Lobstädt
und Borna. Abh. Nat. Ver. Bremen 1918. Bd. XXIX.

13) Hellmuth Weber a. a. O. S. 201.

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155

in den Interglazialzeiten, Erosion, und es wurde das end¬
gültige Wyhratal ausgegraben. Mit dem baltischen Vorstoß
begann die Aufschüttung der jüngsten „alluvialen“ Fluß¬
kiese, und wahrscheinlich während der langen Zeit, in der
das Eis die baltischen Endmoränen aufhäufte, bildeten
sich die untersten Torf- und Muddeschichten.

Es ist darauf hinzuweisen, daß C. Ä. Weber unter
dem Glazial 1IT (Würmeiszeit) den baltischen Vorstoß ver¬
steht (a. a. O. S. 58), während ich diesen als gleichaltrig
mit dem Bühlvorstoß ansehe und im Endmoränenzug Burg,
Jüterbog, So rau, bzw. Magdeburg, Calbe-
Gräfenhainichen den Hauptstoß der dritten oder letz¬
ten norddeutschen Eiszeit erblicke. Wir stimmen also
insofern ül>erein, als wir beide die Ablagerung der Schotter
in der Wvhraaue und die Bildung der norddeutsch-bal¬
tischen Endmoräne für gleichzeitig halten. Diesem Vor¬
stoß entspricht im Elbtale eine ausgeprägte, von (Au)-Lehm
bedeckte Terrasse, auch im Muldegebiet ist sie bei
Wurzen auszuscheiden. In den kleineren Tälern der
Elster und Pleiße ist ihr Nachweis schwer, sie ver¬
schwimmt hier völlig in der alluvialen Talaue, da sie noch
heute von den Frühjahrsüberschwemmungen meist erreicht
wird und infolgedessen auch von Aulehm bedeckt ist.

Die Gliederung der Bornaer und Böhlener Ablagerun¬
gen geht klar aus der umstehenden Tabelle hervor.

Die Aufschlüsse von Borna und von Böhlen geben
uns ein lückenloses Profil durch die beiden letzten nord¬
deutschen Eiszeiten. Sie erweisen einwandfrei eine tundren¬
artige Vegetation während beider Eiszeiten, eine baumlose
Flora mit nordischem Einschläge zur Zeit des baltischen
Vorstoßes. Daß die Fundpunkte nur 12 km voneinander
entfernt sind, macht die Ergebnisse um so bemerkenswerter.

Von den Schlüssen, die sich aus unseren Untersuchungen
ziehen lassen, seien nur die folgenden erwähnt. Aus der
genauen Altersbestimmung der Floren von Luga, Deuben
und Borna ist die Mindestbreite des vor dem Landeise sich
ausbreitenden Tundrastreifens zu ersehen. Luga und
Deuben liegen mindestens 75 km von den äußersten
Jungendmoränen nördlich Senftenberg entfernt. Von
Borna sind es 60 km bis zu den in ihrem Alter um¬
strittenen Endmoränen der Dübener Heide, 95 km
bis zu den Endmoränen bei Jüterbog. 60 — 100 km breit
muß also der Tundrengürtel zur Zeit des größten Vorstoßes

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Art der Ablagerung
Borna-Lobstädt j Böhlen

Geologischer

Vorgang

Stufe

Aulebm

Jüngere

Mudde

Erosion u. Sedi¬
mentation durch
Inundation
Moorbildung

Alluvium

Postglazial

Ältere Mudde
Flußschotter

Moorbildung

Aufschotterung

Baltischer

Vorstoß

Einschneiden
der jüngsten Tal¬
stufe

Interstadial

Terrassenlehm

Löß

Lößbildung

Hochglazial 111

Mammut-

.Schicht

Flußschotter

Moorbildung

Aufschotterung

Frühglazial III

Steinsohle

Erosion
Einschneiden
des Wyhratales

Interglazial II u.
Spätglazial II

Geschiebelehm
und Bänderton

Inlandeis

Hochglazial 11
mitOszillationen

Ältere Schotter
der Hochflächen

Hochterrassen¬
schotter mit
Pflanzenton

Aufschotterung,
z.T. Moorbildung

Frühglazial 11

Diskordanz

Erosion

Interglazial I

Steinsohle,

Rest älterer
Moräne

Inlandeis

Glazial I

Unter-Oligocän
oder Eocän

Mittel- Oligocän

der letzten Eiszeit mindestens gewesen sein. Weitergehende
Schlüsse erlaubt ferner die Eingliederung der Bornaer
unteren Mudden in die Zeit des baltischen Vorstoßes. Die
hier angetroffene Pflanzengemeinschaft entspricht nicht der
einer arktischen Tundra, jedoch ist das völlige Fehlen aller
Bäume um so bemerkenswerter, wenn man berücksichtigt,
daß Pollen vom Winde sehr weit verfrachtet werden.

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Kiefernpollen ja bekanntlich, wie ihr Vorkommen in rezen¬
ten Mooren auf Nowaja Semlja beweist, 6—700 km
weit. Man wird danach für die Zeit des baltischen Vor¬
stoßes ein charakteristisches Steppenklima in Sachsen an¬
nehmen müssen, wenn auch Vertreter einer Steppenvege¬
tation in den Ablagerungen eines stehenden Gewässers
nicht leicht zu erwarten sind. Borna liegt etwa 225 km
von den baltischen Endmoränen entfernt, mindestens so
breit ist hier der baumfreie Gürtel anzunehmen.

Noch in 75—100 km Entfernung14) vom baltischen
Landeis wird demnach eine arktische Tundrenvegetation
gelebt haben, so daß deren Reste also etwa in der Gegend
von Berlin oder Frankfurt a. 0. aufgefunden werden
könnten. Andererseits ist zu sagen, daß die Baumgrenze
in mindestens 200—250 km Entfernung vom Landeise ge¬
legen hat. Sie wäre also im letzten Glazial südlich von Hof
und erheblich südlich von Prag zu suchen, und noch weiter
im Süden wäre sie in der vorletzten und in der ersten nord¬
deutschen Eiszeit gewesen. Die Zone, in welcher zwischen
dem alpinen und dem norddeutschen Landeise eine ge¬
schlossene Waldvegetation auf treten konnte, schwindet daher
sehr zusammen. Der Temperaturrückgang in Mitteleuropa
war während der Eiszeiten, wie C. Gagel15) neuerdings
betont, nicht nur bedeutend größer, als man bisher ange¬
nommen hatte, er ist auch ganz allgemein und erstreckt
sich gleichmäßig über das ganze Gebiet. Schon daraus
geht hervor, daß die Temperaturerniedrigung nicht die
Folge des eindringenden Landeises ist, wie von Mono-
glazialisten bisweilen behauptet wird, sondern daß sie der
gleichen Ursache entspringt, die die Bildung des Land¬
eises bewirkte. Interglaziale Ablagerungen sind aus Nord¬
westsachsen noch nicht mit Sicherheit festgestellt worden,
jedoch bei Rabutz und im Saalegebiete nachgewiesen. Sie
zeigen deutlich den völligen Klimawechsel, der stattgefunden
hat. Ob das Interstadial zwischen dem Hauptvorstoß und dem

n) Die folgenden Angalien beziehen sich natürlich nur auf den
Sektor, der sich zwischen der baltischen Endmoräne und Sachsen
bzw. dem südlich angrenzenden Gebiete erstreckt. Es ist klar,
daß die einzelnen Klima- und Vegetationsgürtel durch morpho¬
logische Bedingungen stark modifiziert wurden, auch die einzelnen
Zonen im Westen infolge ozeanischer Einflüsse wohl weniger
breit waren als im Osten.

15) C. Gagel: Das Klima der Diluvialzeit. Zeitschrift der
Deutschen Geol. Ges. Bd. 75. 1923.

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158

baltischen Vorstoß der letzten Eiszeit von einer erheblichen
Klimaänderung oder dem Nachdringen des Waides begleitet
war, ist nicht bekannt; jedenfalls aber ist es sicher, daß eine
Eingliederung der postgiazialen Vegetationsperioden nicht
vom letzten Haupt vorstoß (äußerste Jungendmoräne), son¬
dern vom baltischen Vorstoß aus zu erfolgen hat.

Leipzig, 9. November 1923.

[Manuskript eingegangen am 7. Dezember 1923.]

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6. Die Rudisten des norddeutschen Turons.

Von Herrn Th. Wrgner in Münster i. Westf.

(Hierzu Tafel V und 2 Textabbildungen.)

Gegenüber der Formenfülle und dem Individuenreich¬
tum des mediterranen Meeres an Rudisten, der bis zur
ausgedehnten Gesteinsbildung führt, treten die Rudis tenfunde
in den nördlichen Bezirken sehr zurück. Rudisten sind
hier bisher aus Nordfrankreich, England, Schweden, Nord-
deutschland und Böhmen bekannt geworden. Sie wurden in
Norddeutschland vor allem aus dem Senon beschrieben und
sind hier durchaus nicht so selten, wie gemeinhin ange¬
nommen wird. Müller1) fand bei Ilsenburg a. H. unge¬
fähr 700 Exemplare, während mir aus dem westfälischen
Senon bisher 40 Stück vorliegen. Dazu kommen noch
ältere Funde von Roemer und Ewald aus dem Harz¬
vorland und neuere Funde im westfälischen Untersenon, die
mir der Zahl nach nicht bekannt sind. Von Interesse ist,
daß die senonen Stücke bisher nur an einigen wenigen
Punkten gefunden wurden.

Auch die Artenfülle ist recht beträchtlich. Durch
Ewald, Roemer und insbesondere durch Müller sind aus
der oberen Quadratenkreide Norddeutschlands Radiolites
hcrcynicus Ewald, R. pusillus Lundc.ren, R. sublactngalufi
Luxor. kex, R. Gosae Roemer bekannt geworden. Dazu
kommt aus der westfälischen Granulatenkreide R. Miillvri
Wegxer2).

Weniger als aus dem Senon sind Rudisten aus dem
Turon bekannt geworden. Drescher erwähnt das Vor¬
kommen von Biradiolitcs cornupastoris bereits 18633) aus
dem Turon von Löwenberg in Schlesien. Der erste west-

*) Die Rudisten der oberen Kreide am nördlichen Harzrande.
Jahrb. d. Pr. Geol. Landesanst. f. 1839, Berlin 1892, S. 137.

*) Zeitschr. d. I). Geol. Ges. 1905, IM. 57, S. 193, Taf. VIII,
Fig. 5 a bis e.

3) Zeitschr. d. D. Geol. Ges. Bd. XV, B ;rlin, 1863, S. 358.

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160

fälische turone Rudist wurde 1905 im Kalksteinbruch Böker
zwischen Stadtlohn und Südlohn im westlichen Münster¬
land von mir4) gefunden. Das Exemplar konnte damals
ebenso wie zwrei später von Löscher6) gefundene Stücke
nicht näher bestimmt werden. Inzwischen sind von Lehrer
Laurent bei Hörde und von Rcchnungsrat Mack bei Essen
weitere Funde gemacht worden, die Franke6) sämtlich
als Raäiolites Mortoni in seiner dankenswerten „Zu¬
sammenstellung der in Nordeuropa bekannten Rudisten“
bestimmte. Diese und die inzwischen von Toucas7), Dor-
ville8) und Pruvost») über französische Rudisten erfolgten
Veröffentlichungen gaben mir Veranlassung zu einer Be¬
arbeitung der turonen Funde des nördlichen Gebietes.

Diese gehören folgenden Arten an:

Sauvagesia Westfalica sp. n.

Durania Mortoni Mantell

Durania Arnaudi var. expansa Chofvat.

Hiervon treten die beiden an erster Stelle genannten
Arten in Westfalen, die zweite in Schlesien, Nordfrankreich
und England auf, während die letztere nur in Nord¬
frankreich gefunden wurde.

Beschreibung der Arten.

Sauvagesia Westfalica n. sp.

(Taf. V, Abb. 3 und Textabb. 1.)

Von Frohnhausen bei Essen-Ruhr liegt eine aus vier
Individuen bestehende Kolonie vor. Ein Einzelindividuum
von Hörde sowie zwei Bruchstücke solcher von Billmerich
sind ebenfalls hierhin zu stellen. Sämtliche Exemplare
sind stark abgerollt, und zudem sind zwei, Individuen der
Kolonie nachträglich verletzt. Die Deckel fehlen.

Die Schale ist kräftig kegelförmig. An sämtlichen
Exemplaren ist die Spitze abgebrochen.

*) Sitzungsberichte d. niederrhein. Geol. Ges. Bonn 1906, S. 2.
ö) Die westfälischen Galeritenschichten. Diss. Münster und
Neues Jahrb. f. Min. 1910, S. 307.

6) Monatsb. d. D. Geol. Ges. 1911 Bd. 63, S. 356.

7) Etudes sur la Classification et Involution des Radiolitides.
Mcmoires de la soc. geol. de France. Paleontologie, Nr. 36.
Paris 1907.

8) Etudes sur les Rudis tes. Mcmoires de la soc. geol. de France.
Paleontologie, Memoire Nr. 41. Paris 1910.

9) Annales de la soc. geol. du Nord, Bd. XLII, Lille 1913, S. 83.

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161

Masse:

Länge:
(Spitze ab¬
gebrochen)

Unterer

Durch¬

messer

Oberer

Durch¬

messer

l. Exemplar der Kolonie . . .

c. 7,5

c. 3,3

c. 7,1

2. Exemplar der Kolonie . . .

c. 7,4

c. 3,2

c. 6,4

Einzelindividuum .

c. 6,7

c. 2

c. 5,6

An dem besterhaltenen Exemplar der Kolonie sind
l**ide Bänder eben, das vordere ist breiter (11 mm am
oberen Rande gemessen) als das hintere (8 nun). ül>er
das vordere Band setzen vielfach blattartig absetzende,
weit vorstehende Anwachslamellen hinweg. Boi dem
hinteren, allerdings nur auf ein sein* kurzes Stück sicht¬
baren Band sind die Lamellen hingegen sehr schwach
ausgeprägt. Das Zwischenband springt wenig vor. Es
besteht aus drei fast gleich starkem Rippen, die denen der
übrigen Schale an Größe wenig nachstehen. Die Skulp¬
tur der übrigen Teile der Schale besteht aus kräftigen,
scharf abgesetzten, von den Anwaehslamellen stark be-

Abb. 1. Querschnitt von Sauvagesia westfalica Wkonkh.
Original: Geol. Landesanstalt, Berlin. Umriß durch
Verwachsungen an den gestrichelten Stellen beeinflußt.

I vorderes, II hinteres Band, a Ligament.

‘•influßten, unregelmäßigen Rippen. Sie werden durch
tfleichbreite oder bis doppelt so breite, glatte Intervalle von
einander getrennt, die wenig konkav bis eben sind und
durch die sich hin und wieder eine sehr schwache Längs¬
rippt» zieht.

ZeUschr. d. D. Geol. Oes. 1924. 11

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162

Das Ligament ist deutlich bei drei Exemplaren zu
beobachten, bei den anderen Individuen fehlt der betreffende
Teil der Schale. Das Ligament bildet eine kräftige, scharfe
Leiste, die vertikal und nahezu geradlinig verläuft. An dem
vollständigen Exemplar sind auf dem oberen Rand zwei
unter spitzem Winkel divergierende, schwache Furchen zu
beobachten, die ein langdreiseitiges, in der Skulptur von
dem übrigen Rand nicht abweichendes Feld einschließen.

An den übrigen Exemplaren ist der hintere Teil der
Schalen mit den Bändern infolge Verwachsung oder Ver¬
letzung nicht oder nicht mit Sicherheit zu beobachten.

Durch die sehr dünne Innenschicht schimmern die
Prismen der äußeren Schicht hindurch. Die Prismenschicht
ist überall kräftig und gleichmäßig entwickelt und zeigt
nach den Rändern zu keine Abnahme der Prismengröße.
Die Spitze ist bei allen Exemplaren abgebrochen.

Bei der völligen Übereinstimmung der weiteren als
Durania Morto?ii Mantell von Westfalen und Nordfrank¬
reich beschriebenen Stücke liegt es am nächsten, diese
Form mit der zweiten von Pruvost aus Nordfrankreich
beschriebenen Durania Arnaudi var. cxpansa Choffat10)
zu vergleichen. Es ergibt sich hierbei eine überaus auf¬
fallende Übereinstimmung in der Ausbildung der Schale
mit Ausnahme des Auftretens eines Ligamentes, so daß sich
die Frage aufdrängt, ob das Ligament wirklich die ihm
zugemessene Bedeutung zur Unterscheidung von Unter¬
ordnungen besitzt. Eine weitere Abweichung sehe ich nur
in dem geringen Vorspringen des Zwischenbänderfeldes
bei dem westfälischen Stück und der scharfen Ausprägung
von drei fast gleich großen Rippen auf demselben.

Infolge des Ligamentes können aber die vorliegenden
Stücke nicht mit Durania vereinigt werden, sondern sind
bei der guten Ausbildung der Bänder und des Zwischen¬
bänderfeldes zu Sauvagesia Bayle11) zu stellen. Die bis¬
her beschriebenen Arten dieser Gattung haben sämtlich
eine feine Berippung der Bänder gemeinsam, so daß deshalb
und auch infolge der Ausbildung des Zwischenbänderfeldes
eine Vereinigung mit den beschriel>encn Arten nicht mög¬
lich ist. Das vorliegende Stück zeigt zum erstenmal, daß
bei der mit Ligament versehenen Sauvagesia in derselben

10) Pruvost: Annalos de la soi*. gcol. du Nord. 1013. Taf. ET.
S. 90.

n) Ich folge der Classification von Doivn.i.ß, Classification
des Radiolites, Bull. soc. geol. de France. 15. Dez. 1902, S. 476.

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163

Art wie l>ei Durania neben Formen mit lxtrippten Bän¬
dern solche mit glatten Bändern auftreten. Da Sauvagesia
bereits im Albien mit S. texana Roemer auftritt und im
mittleren Turon erlöscht, könnte dieselbe Erscheinung, wie
bei Durania vorliegen, bei der die älteren Formen l>e-
rippte, die jüngeren hingegen glatte Bänder besitzen.

Trotzdem nur ein gutes Individuum vor liegt, stelle ich
infolge der sehr bezeichnenden Unterschiede gegenüber den
Funden des mediterranen Gebietes eine neue Art auf, die
ich nach dem Fundort als Sauvagesia westjalica bezeichne.
Die Diagnose dieser Art ist folgende:

Sau vagesia , mit kräftig konischer Unter¬
schale, die beiden Bänder eben, ungerippt,
aber mehr oder weniger von kräftigen A n -
wachslarneilen bedeckt und gegen das
Zwischenbänderfeld und die übrige Schale
scharf abgesetzt. Das Zwischenbänderfeld
aus etwa drei unter sich fast gleichgroßen
und gleichmäßig stark hervortretenden Rip¬
pen gebildet. Die übrige Schale mit kräftig
vorspringenden Rippen bedeckt, die durch
größere Zwischenräume getrennt sind.

Vorkommen: Grenze Cenoman-Turon, bis¬
her nur Essen-Ruhr, Hörde und Billmerich
bei Unna. Das Hörder Exemplar wurde von Lehrer
LAiRENT-Hörde in der untersten Turonbank, dem Cenoman¬
knollenkalk aufgewachsen, bei Dortmund (Westfalen) ge¬
funden.

Original in der Geologischen Landes¬
anstalt-Berlin.

Der Horizont des Essener Exemplares ist nicht sicher
bekannt, vermutlich aber derselbe, während die Bruch¬
stücke von Billmerich sich im untersten Lahiatuspläner
fanden.

Durania Mortoni Mantell
(Taf. V, Abb. 1, 2.)

1833 liadioUtes Mortoni Mantell, Geology of the South-
East of England. S. 130, 1833.

1850 Hudson, Geology and fossils of the tertiary and ere-
taceous formations of Sussex. London 1850. S. 354,
Taf. 26. Abb. 1—6.

1863 Conia Lyell bei Hudson, Magazin of natural history
etc. London 1863. S. 103, Abb. Nr. 19.

11*

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164

1863 Biradiolitcs cornupastoris d'Orh. bei Drescher, Zeit¬
schrift d. D. geol. Ges. Bd. XV. 1863. S. 358.

1911 Rad. Mortoni Ma stell z. T. b. Franke, Zeitschrift
d. D. geol. Ges. Bd. 63. Berlin 1911, S. 357.

1913 Durarfia Amaudi Choffat b. Pruvost, Annales de
la soc. geol. du Nord, Bd. 42, Taf. XL1I. S. 83.

1913 Biradiolites jasciger Scupin, Löwenl>erger Kreide. Pa-
läontographiea, Suppl. VI, Lfg. 3, Stuttgart 1913, S. 172.
Taf. 8, Abb. 7.

Exemplare aus den Ga 1 e r i t e n s c h i e h t e n von
S t a d 1 1 o h n und W e s s u m.

(Vgl. Taf. V, Abb. la-c.)

a) Bei dem von mir im Steinbruch Böker zwischen
Stadtlohn und Südlohn gefundenen Exemplar ist ein großes,
vorzüglich erhaltenes Stück der rechten Klappe erhalten.
Die linke Klappe fehlt. Das erhaltene Stück der rechten
Klappe hat eine Länge von 15.5 cm und einen Durch¬
messer von unten 6, bzw. oben 8,3 cm von vorn nach
hinten und 7, bzw. 9,2 cm quer gemessen, so daß eine
geringe Depression von vorn nach hinten vorliegt. Die
Schale zeigt eine schwache Biegung nach hinten. Die
Außenseite des Stückes ist mit mehreren Schalen von
Ostrven, Dimyotlon und einer Terebratula besetzt.

Die untere Schale ist langkonisch. Der Vergleich mit
dem unten beschriel>enen, von Löscher gefundenen Stück
ergibt, daß die Schale eine Länge von mindestens 50 cm
gehabt haben muß. Das allmähliche Anwachsen aller
Durchmesser ist bis zum kaum verletzten oberen Rand
hin stetig vorhanden. Die Prismenschicht ist sehr kräftig,
sie steigt am oberen Rande auf 2,3 cm. Die Größe der
Prismen schwankt, im allgemeinen sind sie klein, doch
beobachtet man stellenweise Prismen, die doppelt so groß
wie die normalen sind. Die Porzellanschieht ist meistens
papierdünn, steigt aber hin und wieder plötzlich bis zu
etwas über 1 mm Stärke an.

Beide Längsbänder sind kräftig vertieft und durch ab¬
weichende Skulptur gegenüber der weiteren Schale aus¬
gezeichnet. Diese Skulptur besteht bei beiden Bändern
in feinen Rippen, deren Zahl mit dem Alter steigt und
im unteren Teile.* e. 10, im oberen Teil 12 beträgt. Beide
Bänder sind beiderseits durch tiefe und zumeist scharfe
Furchen begrenzt. Das vordere Band ist breiter, aber
tiefer und schärfer eingelassen als das hintere. .Jenes

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165

läuft im unteren Teile der Schale scharf gerundet und im
mittleren Teile spitz zu und ist hier schluchtartig vertieft,
während sich im oberen Teile eine zunehmende Verflachung
und Rundung bemerkbar macht. Die enge Zusammen¬
ziehung der seitlichen Wände im mittleren Teil ist allem
Anschein nach aber anormal, wie eine hier aufgewachsene
Prismenschicht zu beiden Seiten der Einschnürung, die
nicht von einem anderen Individuum herrühren kann, zeigt.
Die anormale Schalenbildung in diesem Falle zeigt sich
auch in dem unten erwähnten scharfen Absturz des zwei¬
ten Randes in gleicher Höhe. Demgegenüber ist das hintere
Band im unteren Teile breit gerundet und weniger cinge-
senkt, setzt dann aber im mittleren Teile des erhaltenen
Stückes plötzlich mit über 5 mm hoher Kante zu einer
kräftigen, breiten Einsenkung ab. Unter beiden Bändern
sinkt die Dicke der Schale bedeutend. Vor allein ist unter
dem vorderen Band die Schale sehr dünn und beträgt
nur 0.3 cm gegenüber durchweg 2 cm Dicke in den
übrigen Teilen und 0,7 cm unter dem hinteren Band.
Unter dem vorderen Band bildet die Trismenschicht zudem
eine breite Ausbuchtung12) nach innen, die unter dom
vorderen Teile des Zwischenbänderfeldes plötzlich mit einer
Furche gegen den weiteren normalen Teil absetzt. Die
innere Schiebt folgt diesen Umrissen, so daß sic einen
kräftigen überkippten Sattel mit in der Furche ansetzender
Mulde bildet. Die* Furche erweckt den auch von Pjhtvost
liei Durania Arnaudi Ohofkat hervorgehobenen Eindruck,
daß die Schale an dieser schwächsten Stelle ein Riß durch¬
setzt. Ein solcher ist «aber nicht vorhanden.

Das kräftig gewölbte Zwischenbänderfold ist durch die
bereits erwähnte, zumeist scharf ausgebildete Furche beider¬
seits abgesetzt. Zwei kräftige, scharfe Längsfurchen zer¬
legen das Zwischenbänderfold in drei kräftige Rippen. Die
vordere derselben ist einheitlich, die mittlere, bei weitem
kräftigste* Rippe ist durch ein bis zwei schwache Furchen
mit zwei bis zumeist drei feineren Rippen versehen. Eine
schwache Zwei- bis Dreigliederung ist ebenfalls bei der
dritten, im allgemeinen mehr einheitlichen Rippe zu be¬
obachten.

12) Diese Ausbuchtung ist an zahlreichen Arten, vielfach sogar
unter beiden Bändern zu beobachten. Vergl. dieselbe Erscheinung
z. B. bei Durania Flickt Toucas, Durania Bertholoni Pkrvin-
Oiiemk und Durania gaensis Dacqck. Sie ist aber nach den
vorliegenden Stücken individuell.

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166

Die Skulptur der übrigen Schale beiderseits der Bänder
besteht aus ziemlich gleichmäßigen Rippen. Zunächst liegen
beiderseits von den Bändern etwa fünf kräftige Rippen
fast von gleicher Ausbildung wie die kräftigen Rippen
auf dem Zwischenbänderfeld vor. Sie sind im unteren
Teile zunächst durch zwei bis vier, dann in plötzlichem
Wechsel im oberen Teile des Stückes durch ein bis zwei
Längsfurchen in kleinere, gleichmäßigere Rippen zerlegt.
Dadurch, daß die kräftigen Furchen weiter nach vorn
kleiner und kleiner werden, verschwindet allmählich die
Bündelung der an die Bandfelder anschließenden ersten
Rippen, so daß auf dem größten Teil der vorderen Schale
mittelgroße, kräftige, recht gleichmäßige Rippen vorliegen.

Die Innenschicht ist dünn. Vielfach sieht man die
Prismen der äußeren Schicht durchschimmern. Abgesehen
von dem oben erwähnten, gleichmäßig unter dem vorderen
Band her verlaufenden Absatz der Innenschieht sind auT
dieser mehrfach nicht aushaltende, rißartige Abstürze in
der Längsrichtung, seltener quer dazu vorhanden. Auf
der Mitte der linken Seite bildet die Innenschicht eine
scharfe Leiste, die sich bis zum mittleren Teil hinzieht
und vielfach 2 bis 3 mm Höhe erreicht, weiter nach
oben zu sich aber mehr und mehr verliert und in einen
der plötzlichen Absätze der Schale übergeht, der vor dem
oberen Rande der Schale ganz verschwunden ist. Ein
2 cm langes Stück einer derartigen Leiste liegt auch im
oberen vorderen Teil der linken Schalenhälfte vor. Diese
Leisten erinnern an ein Ligament. Eine solche Deutung
kommt aber für sie, abgesehen von der abweichenden Aus¬
bildung, wegen ihrer wechselnden Lage nicht in Frage.

b) Die von Löscher am gleichen Fundort gesammelte
Kolonie besteht aus Resten von zwei sehr großen und
einem kleinen Individuum. Der Durchmesser des größten
Exemplares beträgt am oberen Rande etwa IH/2 cm. Bei
dem größten Exemplar ist die breite Vertiefung des hin¬
teren Bandes und etwa die Hälfte des hieran ansetzenden
Zwischenbänderfeldes im Querschnitt erkennbar. Danach
stelle ich das Stück zu derselben Art, obwohl weitere Skulp¬
tur infolge von Verwachsungen nicht zu erkennen ist.

c) Ein drittes, sehr dürftiges Bruchstück einer aus
zwei Individuen bestehenden Kolonie wurde 1914 von
Löscher im Labiatuspläner von Wessum bei Ahaus ge¬
sammelt. Zwei junge Individuen sind miteinander ver¬
wachsen, von deren Schale ein je 9 etn langes Stück er-

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167

halten ist. Bemerkenswert ist auch bei diesen jungen
Individuen das geringe Anwachsen des Durchmessers. Ob¬
wohl sicher noch ein beträchtliches Stück des unteren
Endes fehlt, beträgt der Durchmesser am oberen Rande
erst 4,5 cm. Nur an einem Stück ist der Anfang des
vorderen Bandes zu erkennen. Auf der Innenschicht sind
auch hier die beim ersten Stadtlohner Exemplar näher
beschriebenen scharfen Absätze in der Längs- und Quer¬
richtung vorhanden.

Die Frage, ob die Stücke als Bruchstücke eingebettet
wurden, läßt sich nicht mit Sicherheit entscheiden. Zwar
ist das untere Ende des ersten Stückes von einem alten
Bruch begrenzt. Da das Exemplar aber von mir in einem
Haufen losgebrochenen Gesteines gefunden wurde, so ist
es durchaus möglich, daß die Fortsetzung sich in einem
anderen Stück des sehr klüftigen Gesteines befand. Das¬
selbe gilt für die beiden anderen Stücke.

Sämtliche Stücke stammen aus dem unteren Turon,
und zwar die beiden in dem Bökerschen Steinbruch ge¬
fundenen Exemplare aus den Grenzschichten von Labiatus-
und Brongniartipläner, während das Stück von Wessum
wahrscheinlich in echten Labiatusschichten gefunden wurde.

Die beiden an erster Stelle genannten Stücke finden
sich in der Sammlung des geologischen Institutes in
Münster, das letztere in der Sammlung des Gymnasial¬
direktors Dr. Löscher, Essen-Ruhr.

Exemplare von Hörde bei Dortmund und von

Essen.

(Taf. V, Abb. 2 a und b.)

a) Nach von mir vorgenommener Präparation einer
aus vier angebrochenen Individuen bestehenden Kolonie,
die im naturhistorischen Museum der Stadt Dortmund auf¬
bewahrt wird, sind an dem am besten erhaltenen In¬
dividuum beide Bandfelder, an einem zweiten das hintere,
einem dritten das vordere, sowie an mehreren Stellen
Skulpturteile der übrigen Schale sichtbar geworden.

An dem besterhaltenen Individuum ist das vordere
Band breiter, aber weniger scharf als bei dem Stadtlohner
Exemplar eingefaltet, aber auch hier ist sehr deutlich
die tiefere Einsenkung des vorderen Bandes gegenüber dem
hinteren ausgesprochen. 12—13 feine Längsrippen ziehen
über das Band, das mit kräftigem Furchenabsatz gegen
die Vorderseite und mit kräftiger Rippe gegen das Zwischen-

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bänderfeld begrenzt ist. Das mit einem anderen Indi¬
viduum völlig verwachsene Zwischenbänderfeld ist auffallend
schmal und um 2 — 3 mm schmaler als das vordere Band¬
feld. Das hintere Band hat die gleiche Zahl deutlicher
Längsrippen. Die beim Stadtlohner Exemplar seitlich der
Bandregion auf der Außenseite zu beobachtende Bündelung
der Rippen ist nur vereinzelt angedeutet, meist sind die
Rippen völlig isoliert, und von derselben Ausbildung wie

Abb. 2. Querschnitt durch die Unterschale des besten Individuums
der Hörder Kolonie von Durania Mortoni Mantkix.

I vorderes, II hinteres Band.

sie die weitere Außenseite des Stadtlohner Stückes zeigt.
Die Rippen sind durch stärkeres Hervortreten der Lamellen
schwach gezähnt.

An dem zweiten Individuum, an dem das vordere
Band zum Teil erhalten ist, sind die vor demselben ge¬
legenen Rippen ebenfalls nicht vereinigt. Die Rippen des
vorderen Bandes sind schwach und nicht durch eine schärfer
ausgebildete Furche gegen die Außenseite abgegrenzt. Die
Anwachslamellen ziehen sich deutlich sichtbar in Abständen
von i/2 bis 1 cm über das Bandfeld, während beim Stadt¬
lohner Exemplar die in gleichen Abständen auf tretenden
Lamellen auf den Bändern nahezu immer aussetzen.

Bei dem dritten Individuum ist das hintere Längsband
breit und flach und von dem Zwischenbände rfeid und der
Außenseite durch je eine breite, flache Furche getrennt,
auf Kosten derer die Rippen der Bänder in ihrer Zahl auf
acht reduziert sind. Der erhaltene Ansatz zu dem Zwischen-
bänderfekl zeigt die kräftige Entwicklung eines breiten
Zwischenbändorfeldes. Eine Bündelung der schwachen Be¬
rippung der Außenseite tritt wenig hervor.

Die Reste des vierten, sehr dürftig erhaltenen Indi¬
viduums bieten nichts Besonderes.

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169

Allen Individuen der vorstehend beschriebenen Kolonie
fehlen der konvexe Vorsprung unter dem vorderen Band
nach innen und die beim Stadtloliner Exemplar vorhandenen
vorspringenden Leisten der Innenschicht.

Sämtliche Schalen der Kolonie werden nach unten von
einem glatten, durch Verletzung bei der Gesteinsgewinnung
entstandenen frischen Bruch durchsetzt, auf dem Zellen-
reihen in Form schwacher geknoteter Rippen deutlich
hervortreten, die am Innen randc beginnen und sich nach
außen ein- bis mehrfach gabeln. Sie entsprechen den
Furchen, die bei anderen Radioliten auf dem Mündungs¬
rande der unteren Schale wiederholt13) beobachtet sind. Zu
beachten ist, daß die auf dem Mündungsrand in Furchen
auftretenden Zellenreihen hier auf der Unterseite der Bruch-
Fläche aus der übrigen Fläche herausspringen. Die Knoten
sind bald spitz, bald länglich und liegen über der Zwischen¬
wand zweier aneinanderstoßender Zellen. Die Zellen der
beknoteten Reihen sind durchweg etwas kleiner und regel¬
mäßiger als die benachbarten. Diese sich gabelnden Reihen
regelmäßiger, geknoteter Zellen sind nahezu auf allen Bruch¬
flächen zu beobachten, sie durchsetzen also das Gehäuse
in allen Teilen. Auf dem Mündungsrand selbst sind Furchen
aber nur bei dem an erster Stelle beschriebenen Stadt-
lohner und dem Exemplar von Frohnhausen schwach und
sehr vereinzelt sichtbar.

Daß diese abweichenden Zellenreihen statische Bedeu¬
tung hatten, wie Römer meint, halte ich für sehr unwahr¬
scheinlich.

Das Stück wurde von Herrn Lehrer LAURENT-Hörde
in der liegendsten Bank des Labiatusmergels, der Ober¬
kante der Cenomanknollenkalkbank aufgewachsen, gefunden.

b) Eine weitere Kolonie von Hörde, die in der
Sammlung der Geologischen Landesanstalt, Berlin, sich
findet, liegt mir ebenfalls zum Vergleich vor. Drei Indi¬
viduen der aus fünf Individuen bestehenden Kolonie sind
bedeutend massiger als die beschriebenen. Bei einem Durch¬
messer der Schale von 8,2 cm ist das Lumen des größten
Stückes nur 3,8 ein, während dieses beim Stadtlohner
Exemplar bei 9,2 cm Durchmesser 5 cm beträgt. Die Außen¬
berippung ist gleichmäßig, die Rippen stehen auch weiter
voneinander als bei den übrigen Stücken. Rippen und
zwischen liegende Furchen sind gerundet. Leider sind bei

J3) Vergl. Koemek. Kreide von Texas. S. 77.

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170

allen Exemplaren die wichtigsten Teile abgebrochen. Das
vollständigste, dessen Maße oben angegeben wurden, läßt
das hintere Band erkennen, das kurz und flach eingesenkt
und mit feinen Längsrippen besetzt ist, deren Zahl sich
nicht erkennen läßt. Das Zwischenband sprengt kräftig
gewölbt vor. Auch bei einem weiteren Exemplar entspricht
die flache, unbedeutende Einsenkung des hinteren Bandes
der Ausbildung bei den übrigen Funden.

Das Stück wurde bei Hörde, dem hängendsten Cenoman¬
kalk aufgewachsenen, in der liegendsten Bank des Labiatus-
pläners von Herrn Laurent gefunden.

c) Eine aus drei sehr stark verbrochenen Röhren be¬
stehende Kolonie wurde von Herrn Laurent in der Knollen¬
kalkbank des oberen Cenomans bei Hörde gefunden.

d) Dürftige Bruchstücke eines weiteren in Essen beim
Theaterbau gefundenen Exemplares befinden sich ira
städtischen Museum in Essen.

Exemplare von Löwenberg in Schlesien.

Die beiden bei Löwenberg gefundenen, bereits von
Drescher und Scupin beschriebenen Stücke lagen mir zum
Vergleich vor. Beide sind nachträglich verletzte Bruch¬
stücke großer und sehr kräftig entwickelter Individuen
von etwa 1.0.2 cm größtem Durchmesser und 3,2 cm größter
Wandungsdicke, sind mithin von einer Massigkeit, die etwa
den Exemplaren der wenig gut erlial Urnen Kolonie von
Hörde entspricht. Die stärkere Vertiefung des vorderen
Bandes gegenüber dem hinteren ist bei beiden Exemplaren,
vor allem bei dem im Löwenberger Realgymnasium befind¬
lichen Original, gut ausgesprochen. Die hin und wieder,
z. B. auch bei dem Stadtlohner Exemplar, vorhandene
scharfe Furche, die die Bänder begrenzt, ist bei beiden
Stücken breit und sehr scharf. Unter dem vorderen Band
sinkt die Schale bei dem Exemplar des Löwenberger Gym¬
nasiums auf 3 mm, während ihre Dicke von diesem Band
— 1 cm von der Mitte des Bundes entfernt — bereits
2,5 cm beträgt. Kräftige, gebündelte Rippen sind auch
hier in der Nachbarschaft beider Bänder vorhanden, während
der übrige Teil der Schale im Gegensatz zum Stadtlohner
Exemplar mit scharfen Rippen besetzt ist, die doppelt so
breite Zwischenräume zwischen sich lassen.

Bei dem von Scupin beschriebenen Original ist die
Bündelung der Rippen seitlich der Bandfelder und ebenso
des Zwischenbänderfeldes nur schwach angedeutet.

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171

Scupin hat für die Löwenberger Funde eine neue Art
aufgestellt, indem er die erwähnte Bündelung der Rippen
als charakteristisches Unterscheidungsmerkmal gegenüber
Rad. cornupastoris ansieht. Sämtliche Stücke unterscheiden
sich aber von den typischen R. cornupastoris durch die
charakteristische Ausbildung der Bänder. Die Bünde¬
lung der Rippen ist aber, wie aus den vorstehenden Be¬
schreibungen hervorgeht, nur eine individuelle Ausbildung.
Die Art Scupins läßt sich mithin nicht halten, die schlesi¬
schen Stücke sind vielmehr mit der englischen Art ident.

Die von Scupin vermutete nahe Beziehung zu Rad. da
Rio Catullo sp. (nicht Rad. da Rio Catullo Füttereb,
wie Scupin schreibt) kann ich ebenfalls nicht bestätigen.
Der mit Ligament versehene Radiolites da Rio ist vielmehr
mit Toucas14) zu Sauvagcsia zu stellen.

Die Stücke stammen aus dem Löwenberger Mergel¬
sandstein, der im Alter der Zone des Inoc. labiatus und
Inoe. Brongniarti gleichzusetzen ist.

Exemplare von Lewes (Sussex, England).

Dem Direktor der geologisch-paiäontologischen Ab¬
teilung des Britischen Museums in London, Wood ward, ver¬
danke ich einen Gipsabguß eines vorzüglich erhaltenen
Bruchstückes, das von Hudson15) bereits 1835 abgebildet ist.
Es kommt in allen wesentlichen Erscheinungen dem an
erster Stelle beschriebenen Exemplar von Stadtlohn gleich;
nur ist die Bündelung der Rippen hinter dem hinteren
Handfeld noch intensiver, wie das bereits auf dem Stadt-
lohner Stück für den unteren Teil gegenüber dem oberen
erwähnt wurde. Hier treten auf den Rippen fünf, dann
vier feine und scharfe Rippen auf. Weiterhin ist die Schale
im Gegensatz zum St-adtlohner Exemplar nach vorn gebogen.

Nach der dem Abguß beigegebenen Etikette fand sich
dies Stück im Turon, nach Brown16) findet sich D. Mortoni
aber in den oberen Schichten des Lower Chalk = oberen
Cenoman.

Exemplar von Vimy (N o r d f r a n k r ei c h).

Babrois stellte mir in liebenswürdiger Weise die im
Gosseletmuseum in Lille befindlichen Rudisten zu einem

14) a. a. 0. S. 89.

15) a. a. 0. S. 103.

16) The creta-ceous Roks of Britain, Vol. II. S. 29, London 1903.

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172

Vergleich zur Verfügung. Die von Pbuvost17) als Durania
Arnaudi Choffat beschriebenen Individuen stimmen, al>-
gesehen von der bedeutenderen Größe der Liller Stücke,
mit den oben beschriebenen Exemplaren, vor allein mit
den Hörder Individuen, überein.

Das von Pbuvost ausführlich beschriebene Stück wurde
an der Basis der Brongniartischichten gefunden.

S y s t e m a t i s c h e Stellung der Funde.

Die vorstehend angeführten deutschen, englischen und
nordfranzösischen Funde gehören zweifellos in die Gruppe
des Radiolites (Durania) cornupastoris , in der Toucas
die Arten Blayaci Toucas, apulus Pabona, Arnaudi
Choffat, austinensis Roemeb, cornupastoris des Mouuins.
Mortoni Mantell vereinigt.

Durania Blayaci Toucas18) scheidet für einen Vergleich
durch die zylindrische Form und das vertiefte Zwischen¬
bänderfeld ebenso aus wie Durania apulus Pabona, für die
die geringe Breite der Bänder charakteristisch ist.

Da Pbuvost die nordfranzösische Kolonie mit Durania
Arnaudi Choffat identifiziert und in der Tat zahlreiche
Beziehungen der Funde zu dieser Art vorhanden sind, so
bedarf es eines näheren Eingehens auf dieselbe. Choffat
gab die ersten Abbildungen seiner 1891 aufgestellten Art
Biradiolites Arnaudi im Jahre 190219). Ich gebe hier zu¬
nächst seine Gattungsdiagnose: Schale in der Form wenig,
dagegen sehr in der Skulptur schwankend. Schnell
ansteigend, verlängert sich die Schale bis zu 15 cm im
Maximum (?), ohne weiterhin an Durchmesser zu gewinnen.
Die Anwachsstreifen sind mehr oder weniger lang, an
die Schale angeschmiegt und nur bei abnorm entwickelten
Individuen losgelöst. Die Bänder sind gleichmäßig oder
fast gleichmäßig konkav. Das vordere Band ist breiter
und mit sehr feinen Falten bedeckt, abgesehen von den
beiden äußeren Rippen eines jeden Bandes, die stärker
sind und eine gut ausgesprochene Trennung zwischen
den Bändern und dem übrigen Teil der Schale bilden. Bei
jungen Exemplaren sind die Bänder fast glatt. Die Rippen
verstärken sich mit dem Alter. Das Zwischenbänderstück
ist stets schmaler als die Bänder und mit Rippen bedeckt,

!*) a. a. O. Tar. 111. Abb. 2 bis ö.
ls) a. a. 0. S. 91, Taf. 13, Abb. 1 bis 2.

iy) Faune crotacique du Portugal. Vol. I. Lissabon 1901/2. S. 138,
Taf. VI und VII.

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173

wie sie sieh auf dem übrigen Teil der Schale finden. Hin
und wieder sind sie auch starker.

Von dem von Choffat gegebenen Typ und den Varie¬
täten intermedia , runaensis und expansa kommt zum Ver¬
gleich nur die var. intermedia in Frage. Choffat charakte¬
risiert sie (a. a. 0. S. 139)' folgendermaßen: Rippen stumpf,
von mittlerer Größe oder selbst sehr fein, das Zwischen¬
bänderfeld breit, stark hervortretend, von Rippen derselben
Art, wie diejenigen der Hauptseite, bedeckt.

Pebvinquikbk20) hat von Tunis einen Radioliten be¬
schrieben, den er zu D. Arnaudi var. intermedia stellt.
Beschreibung und Abbildung bringen aber nichts Neues
über diese Art.

H. Docvillä*1) hat sodann ein sehr gut erhaltenes,
dem nordfranzösischen und westfälischen Stück in den
Massen fast gleichkommendes Exemplar abgebildet. Er ist
geneigt, D. Arnaudi als eine einfache Varietät oder Rasse
von D. cornupastoris zu betrachten.

Nach der Darstellung Choffats ist D. Arnaudi eine
außerordentlich variierende Form. Zweifellos besteht eine
große Ähnlichkeit der westfälischen und nordfranzösischen
Stücke mit dem von Choffat (Taf. VI, Abb. 8, und Taf. VII,
Abb. 14 und Abb. 17) abgebildeten Stücken. Aber abgesehen
davon, daß ich aus den Abbildungen Choffats den Zu¬
sammenhang der als var. intermedia bezeichneten Stücke
mit D. Arnaudi typ . nicht ersehen kann, liegt ein sehr
markanter Unterschied zwischen D. Arnaudi und den von
Pki'vost a. a. O. bzw. oben von mir beschriebenen Stücken
in der Form der Schale. In den nordeuropäischen Stücken
liegen große Rudisten vor, deren Schale langkonisch ist.
D. Arnaudi ist hingegen eine Form, die schnell konisch
auf höchstens 5 cm Durchmesser anwächst und dann gleichen
Querschnitt behält. Der Habitus wird am besten durch
die Bemerkung Choffats charakterisiert, daß ein Exem¬
plar von Coz-Juncal bei einer Länge von 20 cm im Durch¬
messer 5 cm nicht übersteigt und ein Stück von Runa bei
lti ern Länge nur 45 mm Durchmesser im oberen Teile hat.
Bei D. Arnaudi ist mithin die Form nur in der Jugend
konisch, bei den nordeuropäischen Stücken handelt es sich

20) fitudes de palcontologie tunisienne. II. Gastropodes et
Lamellibrauches des Terrains cnHacös. Paris 1912, S. 321, Taf. XII.
Abb. 9.

21) fitudes sur les Rudistes. Mem. de la sociötö gtfologique de
France. Paleont. Nr. 11. S. f>\ Taf. XVIII. Abb. 1. Paris 1910.

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174

hingegen um eine gleichmäßig ansteigende, lang konische
Form, die zudem ganz andere Größen erreicht. Das ist
der Hauptunterschied, der meines Ermessens eine Ver¬
einigung der nordeuropäischen Stücke mit der portugiesischen
Art trotz der starken Schwankungen nicht gestattet, denen
diese Art nach Choffat unterliegt. Weiterhin ist das
vordere Bapd weit tiefer eingesenkt und schmaler, als die
Abbildungen Choffats das für D . Arnaudi ergeben.

Eine Identität der beschriebenen Stücke mit D. Arnaudi
halte ich aus den angeführten Gründen für ausgeschlossen.
Aus den von Pruvost beschriebenen Stücken ließ sich
infolge der geringen Höhe der erhaltenen Teile die konische
Form nicht erkennen, so daß hier die Vereinigung nahe lag.

Der Art D. austinensis Roemer22) liegt ein etwa den
dritten Teil des Umfanges betragendes, kleines Bruchstück
zugrunde, das über die Bänder keinen Aufschluß gibt, dessen
auffälligste Eigenart nach Roemer in auf der Mündung auf-
tretenden Furchen liegt, die sich ein- bis mehrfach gabeln.
Die Beschreibung Roemkrs und seine Abbildungen beziehen
sich nur auf die Darstellung dieser Furchen. Eine auf
diese dürftigen Reste begründete Art ist nicht haltbar, da
alle wesentlichen Erscheinungen an den Stücken nicht vor¬
handen sind. Roemer hat selbst bereits darauf hingewiesen,
daß sich derartige Furchen auch bei R. craterif ormis d’Orb..
R. agaricif ormis d’Orb., R. Hoeninghausii d’Oub. und
R. Mortoni Mantell finden. Sie finden sich weiterhin bei
R. Pousiana d’Orb., auf den Bruchflächen mehrerer Indi¬
viduen von Hörde, an den Exemplaren von Stadtlohn sowie
dem Hunsoxschen Exemplar von Lewes.

Bei der typischen Durania cornupastoris des Mou eins21)
liegen ebene Bänder in der Außenfläche oder springen
sogar wenig aus derselben nach außen vor. Das vor¬
springende Zwischenbänderfeld ist ebenso wie der übrige
Teil der Schale mit Rippen bedeckt, die manchmal ziemlich
fein, immer aber kräftiger als die Rippen der Bänder sind.
Neben dieser typischen Form beschreibt Tuücak21) eine
große Varietät aus dem unteren Angoumien, bei der die
Bänder in breiten, schwach eingesenkten, gerundeten
Furchen liegen und unmerklich in das Zwischenbänderfeld
übergehen, das mit zahlreichen feinen Rippen ebenso wie

*s) Die Kreidebildungen von Texas, Bonn, 18o2, S. 77, Taf. VI,
Fig. 1 a bis d.

23) Essai sur les Spherulites. 1826

2l) a. a. O. Abb. 68, S. 96

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175

die ganze übrige Außenseite der Schale bedeckt ist. In
allem liegen mithin so viele Gegensätze vor, daß eine
Vereinigung der vorliegenden Stücke mit dieser Art nicht
angeht.

Durania Mortoni Mantell ist von Mantell25) sehr
dürftig charakterisiert worden. Auch die späteren Dar¬
stellungen bei Di xon26) und Hudson27) sind durchaus nicht
zur Charakterisierung der Art hinreichend. Trotzdem
erscheint es mir zweckmäßig, den vor allem in der eng¬
lischen Literatur für die bei Lewes gefundenen Stücke
gebräuchlichen Namen beizubehalten. Da nun das durch
Hudson abgebildete Exemplar von Lewes durchaus den
westfälischen Formen von Stadtlohn entspricht und die sich
bei den Exemplaren von Hörde, Essen und Vimy ergeben¬
den Unterschiede ganz unerheblich erscheinen, stelle ich
die oben beschriebenen Funde zu Durania Mortoni
Mantell sp. Sicher nicht zu dieser Art gehört nach der
Abbildung Sauvagesia cf. Mortoni Mantell bei Toucas28).
die ich mit Douvillü zu Durania cornupastoris des
Moruxs stelle. Zweifelhaft ist auch die Stellung des von
Mittel29) aus der Gosau angeführten Radiolites Mortoni.

Zusammenfassend gebe ich nachstehend die Kennzeichen
der Art:

Große, lang kegelf ör mige, schwach ge¬
krümmte Unterschale. Wandungsstärke der¬
selben und damit das Lumen stark variierend.
Beide Bänder konkav, das vordere bald
scharf, bald flacher einfallende Band stets
tiefer eingesenkt und ett/as breiter als das
hintere. Schale unter dem vorderen Band
daher sehr verdünnt. Beide Bänder mit acht

25) Geologie of the South-East of England. 1833.

2<r) Geologie and fossils of the tertiary and cretaceous for-
mations of Sussex. London, 1850, S. 354, Taf. 26, Fig. 1 bis 6.

27) Die Funde von Lewes werden von diesem Autor nach
Lyeli.s Bestimmung als Conia beschrieben (Magazine of natural
history etc. : London, 1836, S. 103, Abb. Nr. 19).

2S) a. a. O. S. 92, Abb. 59. Auf diese Abbildung wird die Be¬
merkung von Piiuvost (a. a. O. S. 8.8) zurückzuführen sein, daß
Üurania Mortoni Mantell sehr wenig konkave Bänder und ein
breites gerundetes Zwischenband besitzt, das wenig vorsprrigt
und wenigstens sechs bis zehn Rippen besitzt.

M) Die Bivalven der Gosaugebilde in den nordöstlichen Alpen.
Denkschrift der Wiener Akademie der Wissensch., Math.-nat.
Kl. Bl. 25. 1866. S. 148. Taf. XXV, Abb 103.

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176

bis zwölf feinen L ä n g s r i p p e n , zuweilen ilurch
kräftige Furchen, stets aber durch Wechsel
in der Berippung gegen das Zwischenbänder¬
feld die übrige Außenseite scharf abge¬
grenzt. Das Zwischenbänd erfeld fast so
breit oder etwas breiter als die Bänder,
kräftig gewölbt und vorspringen cl mit drei,
mehr oder weniger regelmäßigen, gebündel¬
ten, scharf abgegrenzten Rippen besetzt. Bo-
rippungder Außenseite schwankend, zumeist
aus dichtgedrängtenRippenmittlerer Größe
bestehend, die bei manchenStücken zunächst
seitlich der Bandfelder durch kräftigere
F u r c h e n b i 1 d u n g zu zwei bis vier Rippen g e -
bündelt sind.

Fundorte: Oberes Cenoman (Knollenkalk
bank) bis Unteres Turon einschließlich.
Untere Brongniartischichten von Schlesien,
Westfalen, Nordfrankreich, Südengland.

Allgemeine Ergebnisse.

1. Das Auftreten der Rudistcn im nördlichen
Ereidemeer.

Im nördlichen Bezirk sind Rudisten in der Unteren
Kreide bisher nicht gefunden. Ihr Auftreten im unteren
und mittleren Cenoman ist fraglich. Sie treten hier erst
an der Grenze von Cenoman und Turon auf, sind hier bis
in die Brongniartischichten hinauf und weiterhin erst wieder
im Scnon bekannt. Aus dem Turon sind bisher Sauva -
gesia westfalica aus Westfalen, Durania Mortoni Mantel l
von England, Nordfrankreich, Westfalen und Schlesien bo
kannt geworden, während Durania Arnaudi var. expansa
Choffat im nördlichen Gebiet bisher auf Nord frank re ich
beschränkt ist.

Insgesamt liegen aus dem norddeutschen Turon Rest»*
von 23 Individuen (2t aus Westfalen, zwei aus Schlesien)
in fünf Kolonien und fünf Einzelindividuen vor. Dazu
kommen drei Individuen in zwei Kolonien aus Nordfrank¬
reich und eine größere, nicht näher bekannte Zahl von
England. Die unvollkommene Kenntnis diesir Formen liegt
wohl daran, daß die Rudisten im Unteren Turon zwar
lokal häufiger auftreten, Aufschlüsse aber in diesen Schichten
spärlich sind. Herr Lehrer Lau« ent- Hörde teilt mir mit:

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177

Jdi schätze, daß auf ungefähr 2—3 qm freigelegter Ober¬
fläche der Knollenbank ein Radio iitenfund kommt"

Die Ausbildung der beschriebenen turonen Form zeigt,
daß es sich bei allen Stücken um vollwertige Bürger des
Turonmeeres handelt, die westfälischen Funde aber ebenso
wenig wie die von Schlesien, Nordfrankreich oder England
„kleine verkrüppelte Formen" oder „krüppel¬
hafte Zwergformen“ genannt werden können, als
welche die Rudisten des nördlichen Bezirkes von ÜACQuä85)
und Abel31) bezeichnet worden sind.

Von großem Interesse ist, daß Durania Mortoni sich
bisher nur im nördlichen Bezirk gefunden hat, allerdings
sehr nahe Beziehungen zu zwei Arten des mediterranen
Gebietes besitzt, und daß Sauvagesia westfalica nicht nur
nicht auf das nördliche Gebiet beschränkt ist. sondern auch
keine näheren Beziehungen zu Formen des mediterranen
Gebietes nach unserer bisherigen Kenntnis aufweist
Durania Arnaudr var. expansa tritt hingegen häufig im
mediterranen Gebiet auf und ist in nordeuropäischer Kreide
bisher nur einmal in Nordfrankreich gefunden worden. Mit
vorstehenden Feststellungen ist für S. West¬
falica und D. Mortoni der Einwurf beantwortet,
daß es sich in den im nördlichen Gebiet ge¬
fundenen großen Stücken um Exemplare han¬
deln könne, die aus dem mediterranen Ge¬
biet in das nördliche Meer verschleppt wurden.

Es ergibt sich weiterhin die interessante Tatsache, daß
die Gattung Durania Mortoni im nördlichen Gebiet bereits
im Cenoman und ältesten Turon auftritt, die nahestehenden
Formen des mediterranen Gebietes mit Durania Arnaudi
im Labiatuspiäner noch spärlich sind und sich erst im
Mittleren Turon entfalten32). Damit scheint man die
Frage, ob es sich um eingewanderte und im
Nordmeer veränderte Arten handelt, ver¬
neinen zu müssen. Die bisherigen Funde
sprechen eher dafür, daß Durania im Nordmeer
sich zuerst einstellt und zum mediterranen
Gebiet auswandernde Formen dort ihre große
Entwicklung finden.

*°) Grundlagen und Methoden der Paläogeographie. Jena, 1916,
S. 423; ferner Geographie der Vorwelt. Aus Natur und Geistes¬
welt. Nr. 619.

31) Abel, Lehrbuch der Paläozoologie. Jena. 1920, S. 152.

32) Toucas, a. a. 0. S. 132. Tableau. Nr. 4.

Zeitschr. d. D. öeoi. Oes. 1924. 12

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178

Bei den senonen Formen handelt es sich hingegen
um kleine Individuen, aber auch hier besteht die Be¬
zeichnung „Krüppel- oder Zwergform“ zu Unrecht Es
handelt sich um Vertreter der Gattung Biradiolites , der
auch im mediterranen Gebiet Arten angehören, die an
Größe durchaus nicht die norddeutschen Formen übertreffen.
Die Funde des nördlichen Gebietes sind bisher in der
französischen Literatur nicht berücksichtigt, und leider ist
ein Vergleich der zahlreichen nördlichen und mediterranen
Formen des Senons ohne die Pariser Originale nicht mög¬
lich, so daß sich zurzeit noch nicht die interessante Frage
lösen läßt, ob die aus dem nördlichen Bezirk beschriebenen
senonen Formen besonderen Arten angehören, als welche
sie beschrieben sind, oder mit mediterranen Formen über¬
einstimmen.

Der Unterschied in dem Auftreten von
Üudi8ten zwischen nördlichem und medi¬
terranem Gebiet liegt also wenigstens für
das Turon, für das die Frage allein bisher
durch die vorliegenden Ausführungen an¬
geschnitten ist, nicht darin, daß in ersterem
„krüppelhafte Zwergformen“ des letzteren
auftreten, sondern darin, daß dem Reichtum
der Gattungen und Arten des mediterranen
Gebietes bisher im nördlichen Gebiet nur
drei Arten in zwei Gattungen gegenüber¬
stehen. Die im nördlichen Gebiet auftretenden Arten
gehören sämtlich unter Zugrundelegung der Systematik von
DouviLLk zu dessen Ordnung der Biradiolitinen mit den
Gattungen Sauvagesia und Durania , während dagegen die
Vertreter der Ordnung der Radiolitinen, wie Praeradiolites,
Radiolites, Sphaerulitcs , Bournonia , Lapeirousia , sowie die
Hippuriten völlig fehlen.

Und zu diesem Auftreten einiger weniger Gattungen
kommt weiter der wichtige Unterschied zwischen nördlichem
und südlichem Gebiet, daß die Rudisten im nördlichen
Gebiet viel seltener sind, und es hier nirgendwo zu einer
Gesteinsbildung durch sie kommt.

2. Paläogeographisehe Verhältnisse.

Das Auftreten der in Nordfrankreich, England, West¬
falen und Schlesien auftretenden Durania Mortoni Mantel l
erhärtet weiterhin die bekannte Tatsache der engen B«*-

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Ziehungen zwischen den genannten Gebieten zur Zeit der
Oberen Kreide, beleuchtet damit eine paläogeographische
Präge, ohne daß dieses Vorkommen allerdings dieselbe allein
zur Entscheidung bringen kann.

Krusch hat 190933) die Ansicht geäußert, daß sämtliche
Stufen der Kreide, die sich im Westen des Münster landee
in einer bogenförmig über die Orte Öding, Südlohn und
Stadtlohn verlaufenden Linie heraushebt, nach W bzw. SW
auskeilen, daß es sich hier also nicht um eine tektonisch
bedingte Grenze, „sondern um die alte, durch spätere
Abrasion und tektonische Einflüsse allerdings modifizierte
Kontinentalgrenze handelt“. Neuerdings hat Kanzler84)
ähnliches von den im Teutoburger Wald, Osning und in
der Egge ausgehenden Kreideschichten gesagt. Würden
beide Angaben zu Recht bestehen, dann müßten die Ab¬
lagerungen der westfälischen Kreide in einem geschlossenen
Becken35) des Festlandes gebildet sein. Das ergibt bereits
die Haltlosigkeit wenigstens einer derselben.

Weder im Teutoburger Wald, Osning, in der Egge
noch in den Kreidehöhen des westlichen Münster landes
handelt es sich aber um eine natürliche Begrenzung des
Cenoman -Turons. Kanzler wird mit seiner Behauptung
sicher allein stehen, da im O und N der Nachweis der durch
Tektonik und Erosion bedingten Begrenzung sehr leicht
ist. Es ist nach den Darlegungen von Keusch aber not¬
wendig, auf die Ursache der heutigen Begrenzung der
Kreide im W näher einzugehen.

Gegen die Auffassung von Keusch hat Löscher36)
bereits die Fossilführung der Schichten auf Grund seiner
Bearbeitung der Fauna der Galeritenschichten ins Feld
geführt und ferner betont, daß die Galeritenschichten keine
Küstenbildung, sondern die Bildung eines seichten, offenen

33) Beitrag zur Geologie des Beckens von Münster usw.
Zeitsehr. d. D. Geol. Ges. Bd. 61. Jahrg. 1909. S. 251.

34) Geologie des Teutoburger Waldes und des Osnings. Bad
Rothenfelde, S. 19.

35) Es wäre sehr zu wünschen, wenn die irreführenden und
unrichtigen Ausdrücke „Münstersches Kreidebecken“, „Münster-
sches Becken“, sowie „Münsterscher Kreidebusen“ bald aus der
Literatur verschwinden würden.

36) Die westfälischen Galeritenschichten als Seichtwasser-
bildung. Zeitschr. d. D. Geol. Ges. Bd. 64. Jahrg. 1912, Mo.
S. 341 ; ferner „Die westfäl. Galeritenschichten mit besonderer
Berücksichtigung ihrer Seeigelfauna“. N. Jahrb. f. Min. B. B
XXX. Stuttgart 1910, S. 269 und Diss. Münster 1910.

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Meeres sind. Diese innigen faunistischen Beziehungen
werden durch den Fund von Durania Mortoni erneut
bestätigt. Sie und die stratigraphischen Befunde lassen
einen vom Niederrhein aus sich über holländisches Gebiet
nach N erstreckenden Kontinent ganz unwahrscheinlich
erscheinen.

Die Angabe von Keusch ist nicht zutreffend, daß die
Kreideschichten nach W und NW auskeilen. Eine Mächtig¬
keitsabnahme der Kreide nach W liegt zwar vor, aber sie
beweist durchaus nicht ein Auskeilen der Ablagerungen.
Diese selbst setzen an ihrer westlichen Grenze vielmehr
plötzlich mit einer beträchtlichen Mächtigkeit ab und an
diese aus Oberer Kreide bestehenden Schichten schließt
sich alsdann westwärts ein mehr oder weniger gestörtes
Gebiet an, das aus Unterer Kreide, Jura, Trias bald in
ausgedehnten Komplexen, bald in kleinen Schollen gebildet
wird. Wir haben hier also dasselbe Bild wie im Teuto¬
burger Wald und weiter ostwärts, an den sich die hier
in Frage stehenden Kreideschichten des westlichen Münster¬
landes, hin und wieder auf kurze Erstreckung unterbrochen,
über Rheine, Wettringen, Graes, Wessum anschließen. Die
Verhältnisse sind aber dadurch kompliziert, daß nordisches
und südliches Diluvium sowie Tertiär eine meist weithin
geschlossene Decke über diesen älteren Schichten bilden.
Der Schluß liegt nahe, daß die Tektonik des Teutoburger
Waldes auch hier das Auftreten der Kreidehöhen und den
Aufbau ihres westlichen Vorlandes bedingt37). Für einzelne
Gebiete läßt sich ein ähnlicher Bau jetzt naehweisen. Nach¬
dem das Gebiet von Rheine33), Wettlingen39) und Ochtrup4")
naher untersucht ist, hoffe ich, die vorhandenen Unterlagen
über die geologischen Verhältnisse des westlichen Münster¬
landes bald bearbeiten zu können, um dieser Frage näher
nachzugehen.

Es ist möglich, daß die Schreibkreidefazies des nord¬
französischen Gebietes mit den kreideartigen Kalken von

87) Vergl. meine Geologie von Westfalen, Paderborn 1913. S.
234 ff.

S8) Randebrock, Die Geologie der Umgebung von Rheine.
Diss. Münster 1920.

39) Busz, Die Geologie der Umgebung von Wettlingen. Diss.
Münster.

40) Leising, Die geologischen Verhältnisse der Umgebung von
Ochtrup. Diss. Münster 1919.

Die vorgenannten Dissertationen sind infolge der Druck¬
schwierigkeiten nicht veröffentlicht.

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181

Graes, Wessum, Stadtlohn, öding noch nicht beginnt, sondern
die schreibkreideartigcn Bildungen des westlichen Münster¬
landes nur ein großes inselartiges Vorkommen in der im
Münsterland weiter vorherrschenden Plänerfazies sind. Im
Bachbett der Kleinen Beek in der holländischen Bauer¬
schaft Kotten östlich von Winterswijk stehen wiederum
feste, dichte, graue Kalke in Plänerfazies an. Da Ver¬
steinerungen bisher nicht gefunden sind, sind nähere Fest¬
stellungen noch nicht möglich.

Die faunistischen und stratigraphischen Verhältnisse, vor
allem aber der geologische Aufbau des westlichen Münster¬
landes, lassen es, wenn dieser letztere auch noch der
näheren Bearbeitung harrt, bereits heute als sicher erkennen,
daß sich während der Oberen Kreide kein Kontinent auf
holländischen Gebiet befand. Es berechtigen die Verhältnisse
vielmehr zu dem Schluß, daß hier in derselben Art, in der
die Kreideablagerungen zwischen ihrer heutigen Ostgrenze
in der Egge und den weiter im 0 bekannten Vorkommen
bis auf winzige Posten entfernt worden sind, auch nach W
hin infolge einer durch tektonische Verhältnisse bedingten
Hochlage völliger Abrasion zum Opfer fielen, die die un¬
mittelbare Verbindung mit der westeuropäischen Kreide
beseitigte.

Bei dieser Gelegenheit möchte ich darauf hinweisen,
daß wir auch über die Südgrenze des oberkretazischen
Meeres im rechtsrheinischen Schiefergebirge keine befriedi¬
genden Anhaltspunkte besitzen.

Es wird immer stillschweigend41) vorausgesetzt, daß die
ursprünglich südliche Begrenzung der westfälischen Kreide
wenigstens im allgemeinen der heutigen Kreidegrenze im
Haarstrang entspricht. Die altbekannten Vorkommen an
Erosionsfetzen und Erosionsblöcken von Cenoman im War-
steiner und Briloner Gebiet zeigen, daß hier die Kreideablage¬
rungen sich beträchtlich, und zwar etwa 8 km weiter nach S
erstreckten als heute. Der petrographische Vergleich dieser
isolierten Vorkommen mit der Ausbildung des Cenoman
am Fuße des Haarstranges bei Rüthen läßt es durchaus
möglich erscheinen, daß der Kreiderand sich noch ganz
beträchtlich weiter nach S erstreckte. Die Ablagerungen
des Cenomans und Turons im Haarstrang sind Flachseeablage-

tt) Vergl. die nach Fertigstellung dieser Arbeit erschienene
wertvolle Abhandlung von Bärtling, Transgressionen, Regressio¬
nen in der mittleren und oberen Kreide des Beckens von Münster.
Zeitschr. d. D. Geol. Ges., Bd. 72, 1920, Taf. V.

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182

rungen und berechtigen nicht zu dem Schluß, daß hier
Küstenbildungen vertreten sind. Glaukonit tritt in gleich¬
altrigen Schichten sogar noch 72 km von dem heutigen
Südrand der Kreide auf, hat sich demnach nicht nur im
Küstengebiet, sondern auch weit meereinwarts gebildet.

Erlänterangen der Tafel V.

Abb. 1. Dnrania Mortoni Mantelu Galeritenschichten.
Stadtlohn (West f.). Original : Geologisches Institut der
Universität Münster.

1 a) Ansicht der Hinterseite mit dem vorderen (I) und hin¬
teren (II) Band und dem zwischenliegenden Zwischen -
bänderfeld.

. 1 b) Dasselbe Exemplar. Aufsicht von oben.

1 c) Abwicklung der Außenseite. Erl. wie 1 a. Die kräftigen

Linien geben die starken, die dünnen die schwachen
Furchen an.

Abb. 2. Durania Mortoni Mantell. Liegendste Bank
des Labiatuspläners, Hörde (Westf). Original:
Städtisches Museum für Naturkunde, Dortmund.

2 a) Ansicht der durch Verwachsungen zum großen Teil

verdeckten Hinterseite. Erl. wie bei 1 a. Rippen nicht
gebündelt.

2 b) Bruehfläche der Prismenschicht eines zweiten Indivi¬
duums der Kolonie, auf der von der Spitze der Schale
aus gesehen gerundet vorspringende, reihenförmig an-
geordnete, geknotete Prismen hervortreten, denen von
oben aus gesehen entsprechende Furchen entsprechen.

Abb. 3. Sauvagesia Westfalica W egner. Liegendste Bank
des Turons, dem Cenoman aufgewachsen
Hörde (W e s t f.). Original : Geologische Landesanstalt
Berlin. Kolonie aus vier Individuen.

Ansicht der Hinterseite der Schale. Beide Bandfelder I und II
abgesehen von Anwachslamellen und -streifen, glatt. Zwischen¬
bänderfeld c aus drei gleichgroßen Rippen bestehend, die kleiner
sind als die Rippen der übrigen Schale.

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7. Zur Tektonik des subherzynen Beckens.

Von Herrn Paul Woldstbdt in Berlin.

(Hierzu Tafel VI und 3 Textabbildungen.)

Der hervorstechendste Zug des zwischen Harz und
Plechtinger Höhenzug gelegenen subherzynen
Beckens ist das Auftreten langgestreckter herzynisch
streichender Sättel und Mulden (vgl. Abb. 1). Was lag
näher, als hier ein normales Faltengebiet zu sehen und die
einzelnen Achsen als Faltenzuge aufzufassen? So glaubte
Stille1) in diesem Gebiet ein typisches Beispiel seiner
Rahmenfaltung vor sich zu haben: Harz und Fleeh-
tinger Höhenzug waren die Rahmen, die Backen des Schraub¬
stockes, zwischen denen das subherzyne Becken zusammen¬
gepreßt wurde.

An Widersprüchen gegen diese Auffassung hat es nicht
gefehlt. So wollte R. Lachmann2) die Formen des Ge¬
bietes lediglich durch differentielle Senkungen und durch
Salzauftrieb erklären. Zahlreiche andere Forscher, so
Beyschlag, Harbobt, Seidl, Schmierer u. a., haben zu
den Problemen des subherzynen Beckens Stellung genom¬
men, ohne daß hier im einzelnen auf ihre Arbeiten ein-
gegangen werden könnte.

Mit den allgemeinen Grundlagen der Tektonik des
Gebietes befaßt sich J. Weigelt in seiner Arbeit: „Die
mitteldeutschen Steinkohlenablagerungen“3). Er entwickelt
hier die im großen und ganzen richtige Vorstellung einer
„Kippschollenkreuzung“. Der Harz und seine südöstliche
i\)rtsetzung einerseits, das subherzyne Becken und seine
südöstliche Fortsetzung andererseits sind gegeneinander
gekippt, derart, daß die südwestliche Scholle (Harz) nach
NW gehoben, nach SO abgesenkt sei, während die andere

x) H. Stille, Die mitteldeutsche Rahmenfaltung. 3. Jahresber.
des Niedersächs. Geol. Vereins 1910, S. 141 bis 170.

*) R. Lachmann, Der Salzauftrieb. Geophysikalische Studien
über den Bau der Salzmassen Norddeutschlands. Zeitechr. „Kali*'
1910 und 1912.

3) Jahrb. des Halleschen Verbandes, H. Heft, Halle 1920.

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Scholle, das subherzyne Becken, nach NW abgesenkt und
nach SO gehoben worden sei. Beide Schollen hängen durch
die neutrale Rotenburger Gebirgsbrücke zusammen.

Ausgehend von einer Betrachtung der Salzstocke, unter¬
sucht F. Schuh4) die gesamte Frage der saxonischen Ge¬
birgsbildung von neuem. Er kommt hierbei zu einer Ab¬
lehnung der STiLLESchen Rahmenfaltung und nimmt für
die ältere „kimmerische" Phase der saxonischen Gebirgs¬
bildung einer Zerrung, für die jüngere, senone, einen Zu¬
sammenschub an. Dieser Zusammenschub ist nach ihm im
subherzynen Becken besonders stark gewesen; denn — und
hier kommt er doch wieder auf eine Art Rahmenfaltung
hinaus — hier soll sich der Zusammenschub, der eigentlich
auch die beiden begrenzenden starren Massen, Harz und
Flechtinger Höhenzug, betroffen haben müßte, auf das da¬
zwischen gelegene, weniger starre Becken konzentriert
haben. Im einzelnen wird auf diese Ansichten noch zurück¬
zukommen sein.

Im folgenden soll an der Hand einiger Profile eine
Klärung der tektonischen Verhältnisse des subherzynen
Beckens versucht werden.

Was zunächst die Schichten anbelangt, die unser
Gebiet zusammensetzen, so ist — von oben angefangen und
abgesehen von Alluvium und Diluvium sowie dem insel¬
förmig verbreiteten Tertiär — zunächst die Schichten¬
folge des Mesozoikums zu nennen, im Westen die ganze,
im Osten nur der ältere Teil. Darunter liegt die ursprüng¬
lich vielleicht 500 bis 600 m mächtige Schicht der Zech¬
steinsalze, die auf dem geringmächtigen Mittleren und
Unteren Zechstein lagert. In welcher Verbreitung und
Mächtigkeit das Rotliegende im subherzynen Becken vor¬
handen ist, ist gänzlich unbekannt. Jedenfalls wird der
weitere Untergrund überall durch die gefalteten Schichten
des Paläozoikums gebildet.

Für die tektonische Betrachtung können wir im großen
und ganzen drei Schichtgruppen unterscheiden : das
im wesentlichen mesozoische Deckgebirge, das Salz,
das gefaltete paläozoische Grundgebirge (wobei die
über dem eigentlichen gefalteten Paläozoikum mehr oder
weniger flach lagernde Decke von Zechstein und Ober¬
rotliegendem vernachlässigt werden kann). Es ist von
vornherein anzunehmen, daß diese drei außerordentlich ver-

4) Zeitschr. „Kali“, 16. Jahrg. 1922.

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185

schieden gearteten Schichtgruppen auch auf tektonische
Einflüsse ganz verschieden reagieren werden: das durch
Faltung verfestigte Grundgebirge anders als das aus zahl¬
losen dünnen Schichten bestehende Paket des Deckgebirges,
und ganz anders wieder das zwischengelagerte Salz, das
insbesondere noch spezifisch leichter ist und bei Zunahme
von Druck und Temperatur eher plastisch wird als das
umgebende Gebirge.

Die älteren Profile, so z. B. die EvEBDiNGschen in
„Deutschlands Kalibergbau“, nehmen eine im wesentlichen
harmonische Faltung der drei Schichtenkomplexe an. Neuere
Darstellungen, so insbesondere von Seidl6), entfernen sich
mehr von dieser Darstellung und bringen ein disharmonisches
Verhalten der drei Schichtgruppen zum Ausdruck. Von
größter Wichtigkeit ist es nun, an Stellen, wo die Lage¬
rungsverhältnisse genügend bekannt sind, das Verhalten
der drei Komplexe zu verfolgen. Das ist leider nur an
sehr wenigen Stellen und nur recht imvollkommen der Fall.
In geringem Maße ist dies möglich im Gebiet des oberen
Allertals, und die diesbezüglichen Verhältnisse werden
an anderer Stelle von mir besprochen6).

Versuchen wir weiter, im innersten Winkel des sub-
herzynen Beckens, wo das Mesozoikum sich über das ein¬
sinkende paläozoische Grundgebirge darüberlegt, das Ver¬
halten von Deckgebirge, Salz und Grundgebirge zu ver¬
gleichen, so gelingt auch das nur in sehr geringem Grade.
Es liegt das daran, daß nur die wenigsten Bohrungen bis
in das subsalinare Gebirge hineingehen. Sie waren ja fast
alle auf Kalisalze angesetzt, und so lag kein Interesse vor,
nach Erreichen des Kalilagers noch tiefer zu gehen.

Die ausgeprägteste Form im inneren Winkel des sub-
herzynen Beckens ist der Paschleber Grauwacken¬
vorsprung (vgl. Abb. 1), bei dem das Paläozoikum ober¬
flächlich bis in die Gegend von Borgesdorf zu verfolgen
ist Der Bau ist der gleiche einseitige wie bei Harz und
Flechtinger Höhenzug: nach SW normale Auflagerung der
jüngeren Schichten, die flach nach SW einfallen, nach
NO ein Sprung, die „Cöthener Spalte“, die dem nördlichen

5) E. Seidl, Schürfen, Belegen und Schachtabteufen auf
deutschen Zechstein-Salzhorsten. Archiv für Lagerstättenforsch.
Heft 26, 1921.

6) P. Woldstedt, Die Störungszone des Oberen Allertals,
Jahrb. d. Preuß. Geolog. Landesanst. für 1924.

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Harzrande parallel läuft und an der das Mesozoikum zur
„Akener Bucht“ abgesunken ist.

Der Paschleber Grauwacken vorsprung setzt sich nach
der allgemeinen Annahme im Caiber Buntsandstein¬
sattel fort. Dabei ist aber die Art der Fortsetzung im
einzelnen durchaus problematisch; der Caiber Sattel erscheint
nach NO verschoben, und es ist nicht klar, wie sich die
Cöthener Spalte nach NW hin verhält. Keilhack7) nimmt

Abb. 1. Tektonische Skizze des subherzynen Beckens (unter teil¬
weiser Benutzung des Kärtchens von Biunkmrier).

an, daß der Caiber Sattel auf Salzauftrieb zurückzuführen
sei. Es ist aber nach den wenigen vorliegenden Bohrungen
nicht ausgeschlossen, daß hier auch der subsalinare Unter¬
grund leicht aufgewölbt ist. Er wurde in der etwa im
Kern de® Sattels stehenden Bohrung Tippeiskirchen bei
etwa 465 m unter N. N. angetroffen, während das auf dem

7) K. Keilhack, Beiträge zur Stratigraphie und zu dcu
Lagerungsverhältnissen der Trias und des Tertiärs des nordöst¬
lichen Harzvorlandes. Jahrb. d. Preuß. Geolog. Landesanst. für
1920, XLT, Teil II, S. 302.

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Südwestflügel stehende Bohrloch Bruraby II den Mittleren
Zechstein über 200 m tiefer (bei 677 m — N. N.) antraf.
Ein entsprechendes Vergleichsbohrloch auf dem Nordost-
fiügel fehlt; das Bohrloch Pöinmelte (Saline IV) steht schon
reichlich weit nördlich; es hat den Mittleren Zechstein
in etwa 465 m — N. N., d. h. in derselben Tiefe wie die
Bohrung Tippeiskirchen, angetroffen.

Der Calber Sattel scheint sich weiter nach NW nicht
fortzusetzen; jedenfalls ist die Zone des oberen Allertales
nicht als Fortsetzung des Calber Sattels anzusehen.

Im Untergrund des Calber Sattels mag also eine leichte
Aufwölbung auch des subsalinaren Untergrundes vorhanden
sein; wie wenig es aber möglich ist, aus dem zu oberst
liegenden Mesozoikum irgendwelche Schlüsse auf die Höhen¬
lage des subsalinaren Untergrundes zu ziehen, das mag
ein Vergleich der drei Bohrungen Pömmelte, Felge-
leben und Tippeiskirchen zeigen8). Sehen wir von
Diluvium und Tertiär ab, so zeigt als Oberstes:

Bohrung Pömmelte: Mittleren Buntsandstein; Mittlerer Zechstein

wurde angetroffen in . 466 m — NN

Bohrung Felgeleben: Unteren Muschelkalk; Mittlerer

Zecbstein wurde angetroffen in . 325 m — NN

Bohrung Tippeiskirchen: Unteren Buntsandstein;

Mittlerer Zechstein wurde angetroffen in . . . 465 m — NN

Bei der Bohrung Felgeleben würde man, da Unterer
Muschelkalk unter dem Tertiär liegt, eine viel tiefere
Lage des Zechsteins vermuten als etwa bei Tippeiskirchen,
wo gleich unter dem Tertiär Unterer Buntsandstein liegt.

Dasselbe Resultat, daß wir nämlich nicht von
der oberflächlichen Verteilung der Schich¬
ten auf den vorsalinaren Untergrund
schließen dürfen, ergibt sich aus einigen Bohrungen,
die auf Bl. Bernburg den subsalinaren Untergrund
erreicht haben. Es sind das die Bohrungen Dröbel bei Bern-
burg (Nr. 7 der Spezialkarte) und die Bohrung Nr. 9 des
preußischen Fiskus bei Custrena. Durch diese zwei Boh¬
rungen und das weiter südwestlich liegende Bohrloch 16
ist das nebenstehende Profil gelegt worden (Abb. 2).

Die Deckschichten des Salzes bilden einen flachen
Sattel. Würde man ganz schematisch nach dem oberfläch¬
lichen Bau der Schichten den Untergrund konstruieren, so
müßte man die höchste Lage des Mittleren Zeclisteins in
der Mitte annehmen. Es ergibt sich aber das überraschende

8) Vgl. Erläuterungen zu Bl. C a 1 b e der Geol. Spezialkarte.

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188

Resultat, daß der Mittlere Zechstein bei Custrena, wo
man ihn am höchsten vermuten sollte, tatsächlich eine um
über 100 m tiefere Lage einnimmt (660 m — N. N.) als in
der Bohrung Dröbel, wo Mittlerer Buntsandstein die Ober¬
fläche bildet und die Deckschichten doppelt so mächtig
sind 1

Der Sattel, den das Profil darstellt und in dessen Achse
die Bohrung Nr. 9 steht, ist aber nichts anderes als die
südöstliche Dortsetzung des Staßfurter Sattels, und
so ist es auch bei diesem Sattel, auf dem hier sonst keine
der zahlreichen Bohrungen den SalzuntergTund erreicht hat,
gänzlich unsicher, welche Gestaltung die Unterlage hat.
Keilhack hat auf dem der Spezialkarte Bl. Staßfurt bei-

Buntsandstein Oberer Vorsei t na rer

Zechstein Untergrund

Abb. 2. Profil durch die Bohrungen 7 (Dröbel), 9 und 16 auf
Blatt Bernburg. 1:100000.

gegebenen Profil den subsalinaren Untergrund in etwa
1050 bis 1100 m — N. N. angenommen; und in der Tat
sprechen eine ganze Reihe von Argumenten dafür, ihn
hier ungefähr anzusetzen, — aber nicht nur unter dem
Sattel selber, sondern auch sonst im Bereich des Blattes.
Keilhack faßt deshalb den Sattel als Auftriebserscheinung
des Salzes, nicht als tektonische Form auf9).

Einmal wird im weiteren Verlauf des Staßfurt — Egelner
Sattels der Untergrund von einer Bohrung erreicht: der
Bohrung Eu bei Unseburg (BI. Atzendorf), die nach
Durchteufung von etwa 1200 m älterem Steinsalz
den Mittleren Zechstein bei etwa 1250 m, d. h. bei etwa
1180 m — N. N., antraf. Wir haben keine Veranlassung,
anzunehmen, daß er etwa unter den seitlich den Staßfurter
Sattel begleitenden Mulden in großen.* r Tiefe zu suchen sei.

Vergleichen wir nun das eben Gesagte mit dem, was
aus anderen Gebieten bekannt geworden ist. so sind hier
besonders wichtig die Untcrsuchimirsergebnisse in der be-

*) K. Kkiliiack. Beiträge zur Stratigraphie usw. S. 301.

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189

nachbarten Mansfelder Mulde, die durch Kali- und
Kupferschieferbergbau gut bekannt ist. Nach den Unter¬
suchungen Fuldas10) ist die Tektonik des Deck¬
gebirges völlig verschieden von der des sub-
salinaren Untergrundes. Dieser letztere zeigt im
ganzen Bereich der Mulde eine fast horizontale Oberfläche;
während darüber das Salz zum Teutschentaler Sattei
angestaut ist, der sich auch in der Konfiguration des Deck¬
gebirges aufs deutlichste ausprägt. Das ältere Stein¬
salz erreicht hier Mächtigkeiten von über
1000 m, während es im inneren Teil der Mans-
felder Mulde fast völlig fehlt. Die Deckschichten
zeigen herzynisches Streichen, vollkommen abweichend vom
subsalinaren Grundgebirge, dessen Tektonik eine ost-west¬
liche ist. „Das Ältere Steinsalz, das unter dem Muschelkalk
im Inneren der Mulde fast völlig fehlt, nimmt nach NO
etwas und nach SW beträchtlich an Mächtigkeit zu. Es
baut also auf den horizontalen Untergrund eine Hohlform
auf, in der die herzynisch streichenden Triasschichten ein¬
gebettet liegen. So ergibt sich die eigenartige Tatsache,
daß eine im Unteren Buntsandstein bei Zörnitz angesetzte
Bohrung den Kupferschiefer ungefähr in derselben Tiefe
fand, wie andere im Muschelkalk angesetzte Bohrungen.
Die Mächtigkeitsdifferenz der Triassehichten wird durch
das verschieden stark verteilte Ältere Steinsalz aus¬
geglichen.“ (Fulda, a. a. O.)

Fassen wir alles dies zusammen, die oben betrachteten
Verhältnisse im inneren Winkel des subherzynen Beckens,
die Verhältnisse im Bereich des oberen Allertales und
die der Mansfelder Mulde, so kommen wir zu dem Ergebnis,
daß in diesen Gebieten die Tektonik des Deck¬
gebirges kein Abbild von der des Untergrun¬
des darstellt, sondern daß beide stark verschieden
sind; weiter daß die dazwischen liegende Salz¬
schicht — und von dieier anscheinend hauptsächlich
das Ältere Steinsalz — den großen Aus¬
gleichskörper darstellt, der die Sättel und
Mulden des Deckgebirges kompensiert über
einem wesentlich ruhiger gelagerten sub-
salinaren Grundgebirge. Dieser Gesichtspunkt war
maßsiebend für die Konstruktion des Untergrundes in den

,0) E. Fulda, Bericht über Aufnahmen auf Bl. Eisleben. Jahrb.
d. Preuß. Geolog. Landesanst. für 1921, XLII, S. XXX ff.

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nun zu betrachtenden zwei Profilen quer durch
das subherzyne Becken (siehe Tafel 6).

Die Profile sind im Maßstab 1 : 100 000 für Längen
und Höhen gezeichnet worden, d. h. nicht ü b e r h ö h t.
Eine Überhöhung ist bei derartigen Profilen unbedingt zu
vermeiden, da sie naturgemäß leicht zu falschen tektonischen
Vorstellungen führt. Weiter ist in den Profilen der tiefere
Untergrund auch dort mit zur Darstellung gebracht worden,
wo wir nichts über ihn wissen, in der Überlegung, daß unsere
gewöhnlichen Profile auch deswegen leicht falsche Vor¬
stellungen hervorrufen, weil sie nicht tief genug herunter-
gehen. Die Darstellung des Untergrundes ist gewiß oft
recht hypothetisch; aber zu einer logischen, geschlossenen
Vorstellung der tektonischen Gesamtverhältnisse kommen
wir nur, wenn wir auch versuchen, uns über das Verhalten
des Untergrundes klar zu werden und, ihn, wenn auch
zunächst hypothetisch, zur Dars+elhüi.? .zu bringen.

Hier sei noch *>r\\ ahnt, daß auf den Profilen im sub-
salinaren Untergrund vermutete Verwerfungen nur an
wenigen Stellen eingezeichnet sind. Das soll selbstverständ¬
lich nicht heißen, daß im übrigen Gebiet keine vermutet
werden. Da wir aber über Auftreten und Art der Störungen
im Untergrund gar nichts wissen, so ist von einer hypo¬
thetischen Einzeichnung weiterer Störungen Abstand ge¬
nommen worden.

Das erste Profil zeugt, wenn wir im NO beginnen, zu¬
nächst die auf den Flechtinger Höhenzug sich flach nach
SW auflegende Weferlingen — Schönebecker
Triasplatte. Sie wird durch eine nach SW einfallende
Verwerfung begrenzt, jenseits welcher sich der bekannte
„ A 1 1 e r t a l g r a b e n“ anschließt. Dieser ist, wie an anderer
Stelle ausführlicher dargelegt wird11), aufzufassen als nach
SW einfallondo Spalte im Deckgebirge, die
sich über einer Abbiegung des Untergrundes bildete und die
der Anlaß wurde zum Einströmen der Salzmassen von
unten her und die; andererseits oben durch das Nach¬
stürzen von langgestreckten Schollen an Böschungssprüngen
das Aussehen eines Grabenbruches bekam. Daß wir es hier
mit einer Zerrung, nicht mit einer Pressung zu tun

u) r. Woldstedt, Die Störungszone des Oberen Allertals.
JaJirb. d. Preuß. Geolog. Landesanst. für 1924, XLV.

Vergl. ferner hierzu: G. Bkixckmeikr, Geologische Unter¬
suchungen ain Allertalgrahen. Ahhandl. d. Preuß. Geolog. Landes-
anstalt, N. F., Heft 9G. Berlin 1924.

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191 _

liabeii, geht vor allem aus dem völligen Fehlen von
mit omporgepreßten Schichten der Älteren
Trias hervor, wie sie sonst vielfach für die Salzstöcke
charakteristisch sind. Offenbar fand das Salz Platz genug
zum Aufsteigen, und so lag gar kein Anlaß vor, Schollen
des Nebengebirges mit emporzupressen.

Nach W hin folgt die Lappwaldmulde, unter der
das Salz erheblich reduziert zu sein scheint — in der
Bohrung Nr. 9 auf Bl. Groß-Twülpstedt wurde es in 100 m
Mächtigkeit angetroffen — , und dann, südwestlich von Rot-
torf a./Kley, eine flache Keuperaufwölbung, die Fortsetzung
von Stilles „Hasenwinkelachse“12), unter der bei
Heiligendorf das Zechsteinsalz in einer Mächtigkeit von
mindestens 300 in nachgewiesen worden ist.

Nach einer geringen, oberflächlich zum Teil durch
Tertiär ausgefüllten Einmuldung steigen die Schichten wieder
auf, und zwar zum >L or m - Sa tteh, der Fortsetzung des
Staßfurt — Egelner Sattels. Die Bohrungen Gr. Steinum 1
und II haben beide das Zechsteinsalz nur aiigebohrt, so
daß hier der weitere Untergrund hypothetisch bleiben
muß. Das Profil schneidet den Dorm dort, wo die Achse
der Salzaufpressung offenbar gerade eine gewisse Ein¬
rauldung erfährt. Sowohl nach SO hin scheint wieder ein
Aufsteigen der Achse stattzufinden — hier tritt wieder
Unterer Buntsandstein zutage — , als ganz besonders nach
NW hin, wro die mesozoische Decke bald auseinander tritt,
um dem breiten Salzstoek von Beienrode Platz zu
machen, der sich unter der Senke von Ochsendorf verbirgt.
Nach einer weiteren, oberflächlich wieder mit Tertiär aus¬
gefüllten Mulde — die wir mit einer Salzabwanderungszone
in Zusammenhang bringen dürfen — beginnen die mesozo¬
ischen Schichten nun langsam und gleichmäßig wieder
anzusteigen zum Elm, jener vom Dorm so völlig verschie¬
denen, flachen, schildförmigen Erhebung, deren Längs¬
erstreckung nur etwa doppelt so groß ist wie seine Breite,
und die von Lachmann als „Rundhorst“ bezeichnet wurde.
Die Aufwölbung der Schichten ist im nördlichen Teil des
Elms am weitesten gegangen; hier treten noch Schichten
des Rot zutage, während es sonst größtenteils der Obere
Muschelkalk ist, der die Oberfläche bildet. Die durchschnitt¬
liche Neigung der Schichten beträgt nur 5°.

Es entsteht nun die außerordentlich wichtige Frage: In
welcher Form ist die Salzlagerstätte unter dem Elm zu

1?) H. Stille, Karte der Saxonischen Gebirgsbildung. 1922.

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192

erw arten und welche Höhenlage und Gestaltung zeigt der
subsalinare Untergrund? Die Bohrungen Reitling I und H
haben beide die Zech Steinsalze von etwa 570 m Tiefe an an¬
getroffen. Von besonderer Wichtigkeit ist dabei folgendes:
An den Kernproben der Bohrung Reitling II
war im Salz ein nach unten zunehmendes Ein¬
fallen zu beobachten, das im Jüngeren Steinsalz
20—26°, in der Kaliregion 25—35° und schließlich im
Älteren Steinsalz 35- 40° betrug! Dabei beträgt, wie oben
schon erwähnt wurde, das Einfallen der Muschelkalk¬
schichten an der Oberfläche durchschnittlich nur 5°. Vom
Älteren Steinsalz hat die Bohrung etwa 100 m durchteuft.
Nimmt man als Gesamtmächtigkeit des Älteren Steinsalzes
etwa 300 m an. so wird man bei einem Fallwinkel von
35 — 40° auf mindestens noch 3 — 400 m Salz rechnen können,
ehe der subsalinare Untergrund zu erwarten wäre, der
danach frühestens in einer Höhenlage von etwa 1050 — 1100 m
— N. N. anzunehmen wäre. Das aber würde bedeuten, daß
eine nennenswerte Aufwölbung des Unter¬
grundes nicht anzunehmen ist, sondern daß die
Aufwölbung des Elms zum größten Teil einer Anstauung
im Älteren Steinsalz entspricht, in dem ja nach Ausweis
der beträchtlichen Fallwinkel erheblich stärkere Bewegun¬
gen stattgefunden haben müssen als in den Deckschichten.

In unserem Profil folgt nach SW hin die Schöppen -
stedter Mulde, in der keinerlei Bohrungen in den
tieferen Untergrund Vordringen. Das Profil nimmt im
Untergrund wieder eine Salzabwanderungszonc
an, die die Anstauung unter der Asse und dem Elm kom¬
pensiert.

Die Asse selbst wird vom Profil im Schacht UI der
Gewerkschaft „Asse“ geschnitten, der bis etwa 400 m Tiefe
ein mächtiges Trümmergebirge, darunter gleich das Ältere
Steinsalz bis 800 m Tiefe antraf. Der Bau der mesozoischen
Schichten ist ein wesentlich anderer als beim Elm; sie
erscheinen hier mehr nur randlich aufgebogen und geschleppt
durch das empordringendo Salz. Im Untergrund ist ver¬
mutungsweise, wie beim Dorm, eine Verwerfung ein¬
gezeichnet, um anzudeuten, daß dem Salzauftrieb an dieser
Stelle vielleicht ein Sprung zugrunde liegt.

Südlich der Asse folgt die Remlingen — P a b s t o r -
f e r Mulde, die in der Höhe unseres Profils bereits die
obere Kreide als jüngste Schicht zeigt und unter der eben¬
falls eine Salzabwanderungszone anzunehmen ist

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Dem Elm vergleichbar ist die breite, flache Auf¬
wölbung des Großen Fallsteins. Seine Oberfläche
wird ganz nur vom Oberen Muschelkalk gebildet Leider
fehlt es hier gänzlich an tieferen Bohrungen, so daß unsere
Vorstellungen über den Untergrund hypothetisch bleiben
müssen. Wir dürfen aber entsprechend den Bohrungen am
Elm unter einem imgestörten Deckgebirge eine gewisse
Salzanstauung und darunter einen relativ ungestörten
Untergrund an nehmen.

Am Südwesthang des Großen Fallsteins biegen sich
die Schichten etwas starker herab, und in der nun folgenden
Mulde erscheint nun auch die Oberste Kreide. Das Profil
mußte hier um einige Kilometer nach W verschoben werden,
um den Harli mit hinein zu bekommen.

Der Harli zeigt einen ausgeprägt ungleichseitigen
Bau. Der Nordflügel erscheint „hochgeklappt", so daß hier
das Salz bis nahe an die Oberfläche kommt und mit einer
Verwerfung an sämtliche Schichten vom Unteren Bunt¬
sandstein bis zur Unteren Kreide grenzt.

Auch hier ist nicht anzunehmen, daß der Untergrund
eine nennenswerte Aufwölbung zeigt; vielmehr wird auch
hier das Salz den Ausgleichskörper bilden. Denn berechnet
man nach den wahrscheinlichen Mächtigkeiten etwa die
Unterkante des Buntsandsteins, so findet man, daß
sie trotz des gänzlich verschiedenen Baues von Nord- und
Südflügel in geringer Entfernung sowohl nach N als auch
nach S hin fast dieselbe Höhenlage einnehmen muß; und
entsprechendes kann man für die Unterkante des Salzes
annehmen.

Eine Berechnung der Höhenlage des subsalinaren Unter¬
grundes in dem Gebiet zwischen Harli und Harz, wo der
Untergrund am tiefsten abgesunken ist, ist natürlich nur
angenähert möglich, vor allem, weil die Mächtigkeit des
etwa noch vorhandenen Salzes und der Kreide unbekannt
ist. Die Mächtigkeit der Deckschichten kann zu etwa
2400 m angenommen werden (Kreide 700 bis 900 m, Jura
200 bis 600 m, Trias 1100 bis 1300 m). Nimmt man darunter
noch 100 bis 200 m Salz an, so käme man auf eine Lage
des subsalinaren Untergrundes in rund 2500 m unter der
Oberfläche. Berücksichtigt man weiter, daß darunter noch
die Schichten des Mittleren und Unteren Zechsteins, viel¬
leicht des Botliegenden, ferner noch weiteres Paläozoikum
liegt, ehe man in entsprechende Horizonte kommt, wie sie
hier auf der Höhe des Harzes auftreten, so kann man
Zeitscbr. d. D. Geol. Ges. 1924. 13

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danach die Höhe des Verwurfes zu mindestens 3000 m
ansetzen.

Wir kommen schließlich in unserem Profil ins unmittel¬
bare Harzrandgebiet, wo die Schichten des Mesozoikums
in schmaler Zone steil aufgerichtet und auf längere Er¬
streckung hin überkippt sind, so daß sie bis 60° nach S
hin einfallen. Mit ähnlichem Winkel fällt die Grenzfläche
gegen das Harzpaläozoikum ein — es handelt sich also
um eine regelrechte Überschiebungsfiäche. Art und
Alter des tektonischen Vorgangs sind ja von Schröder im
einzelnen genau nachgewiesen worden13); es handelt sich
um eine Bewegung der Harzscholle nach oben und nach
NO oder, was auf dasselbe hinauskommt, um eine Be¬
wegung des Harzvorlandes nach unten und nach SW.

Im Gegensatz dazu stehen die Verhältnisse an der
nordöstlichen Umrandung des subherzynen Beckens: au
der Südwestflanke des Flechtin ge r Höhenzugs ist
eine Aufrichtung der mesozoischen Sedimente nicht vor¬
handen, sondern diese lagern sich normal auf das allmählich
nach SW untertauchende Paläozoikum auf. Zwar fehlt es
nicht an Sprüngen; aber hier handelt es sich anscheinend
fast überall um echte Verwerfungen, an denen das Hangende
abgesunken ist, soweit es nicht überhaupt Verwerfungen
sind, die lediglich mit der Auslaugung der Zechsteinsalze
Zusammenhängen. An der Nordostflanke des Flechtinger
Höhenzuges14) dagegen zeigt sich eine ähnliche Aufrich-
tungs- und Überkippungszon© wie am Nordrande des Harzes,
während andererseits der Südrand des Harzes dieselbe
flache Auflagerung der Schichten zeigt wie die Südwest¬
flanke des Flechtinger Höhenzuges. Beide paläozoischen
Rahmen zeigen sonach denselben einseitigen Bau,
der für die tektonische Gesamtauffassung des subherzynen
Beckens von Bedeutung ist.

Das zweite Profil erstreckt sich von der Gegend
südöstlich Magdeburg (Salpke) zum Harz westlich von
Ballenstedt. Es hat nur eine Länge von 55 km, weil Harz
und Flechtinger Höhenzüg hier noch nicht so weit diver-

1S) H. Schröder, „Übergreifende Lagerung des oberen Emscher
zwischen Oker und Harzhurg usw.“ Abhandl. d. Preuß. Goolog.
Landesanst., N. F., Heft 56, 1909, und „Exkursion in das nörd¬
liche Harzrandgebiet“. Führer z. d. Exkurs, d. D. Geol. Ges. 1920.

14) Vergl. den östlichen, angehängten Teil des Profiles I, der
gegenüber dem Hauptprofil um einige Kilometer nach SO ver¬
schoben ist.

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gieren wie beim Profil I. Es wurde konstruiert unter Zu¬
hilfenahme der im Erscheinen begriffenen Blätter Schöne¬
heck, Gr. Ottersleben, Atzendorf, Egeln, Köchstedt, Wege¬
leben und Ballenstedt der Geologischen Spezialkarte 1 : 25 000.

Wie im ersten Profil, so legen sich auch hier über Kulm
und Rotliegendes des Flechtinger Höhenzuges die Schichten
des Zechsteins und des Buntsandsteins mit flachem, nach SW
gerichtetem Einfallen. Bei Sü lldorf wird die Decke
der mesozoischen Sedimente, die sich hier flexurartig herab¬
biegt, mächtiger. Wir haben hier das Verbindungs¬
glied vor uns von der Groß-Salzer Disloka¬
tionszone im SO zur Störungszone des oberen
Allertals, wie dies ja bereits früher von Seidl hervor¬
gehoben werden ist15). Es folgt die außerordentlich flache
Altenweddinger Mulde, die der Lappwaldmulde
entspricht und in der Hauptsache Mittleren Keuper, außer¬
dem etwas Tertiär enthält. Die Schichten biegen sich weiter¬
hin zu einem flachen Sattel auf — bei Bisdorf, etwas süd¬
lich unseres Profils, kommt Unterer Muschelkalk an die
Oberfläche — , um sich nach einer erneuten flachen Ein-
muldung zum Staßfurter Sattel zu öffnen, in dem
die Zechsteinsalze nur durch lockere Bildungen von der
Oberfläche getrennt sind.

Der Staßfurter Sattel, dessen Verhältnisse ja
genügend bekannt sind, zeigt einen einseitigen Bau; die
Ostflanke ist fast überall wesentlich steiler, stellenweise
sogar überkippt. Unser Profil schneidet den Sattel an
einer Stelle, wo er breiter ist als gewöhnlich. Die Breite
der offenen Saizf lache beträgt hier fast 1,5 km. Wenig
südöstlich von unserem Profilschnitt steht das schon
erwähnte Bohrloch Eu bei Unseburg, das den Mittleren
Zechstein in ungefähr 1180 m — N. N. antraf. Auf beiden
Flanken des Staßfurter Sattels sind Tertiärmulden vorhanden,
deren Lagerung diskordant zu der des Mesozoikums ist,
was besonders deutlich bei der nordöstlichen Mulde her¬
vortritt.

Nach SW hin steigen die Schichten weiter zur
flachen Aufwölbung des Hackeis an, in dem
im allgemeinen der Untere Muschelkalk, in einer schmalen
Zone auch der Röt, die Oberfläche bildet. Wie vorher
beim Elm und beim Großen Pallstein, welch’ letzterem ja

15) E. Seidl, Die Permische Salzlagerstätte im Graf-Moltke-
Schacht. Archiv für Lagerstättenforschung, Heft 10, S. 10.

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196

der Hackel entspricht, so erhebt sich auch hier wieder die
Frage: In welcher Tiefe etwa ist der subsalinare Unter¬
grund anzunelimen? Die Bohrung Hausneindorf, nördlich
unseres Profils, hat die Oberkante des Älteren Steinsalzes
bei etwa 720 m, eine Bohrung bei Friedrichsaue, südlich
unseres Profils, dieselbe bei etwa 1080 m angetroffen. Wir
haben keinen Anlaß, hier eine wesentlich höhere Lage
des subsalinaren Untergrundes anzunehmen als etwa unter
dem Staßfurter Sattel. Die Südegelnsche und die Halber-
städter Mulde sind als Salzabwanderungszonen aufzufasson,
die durch ein Anstauungsgebiet unter dem Hackel kom¬
pensiert werden.

Die flache Halberstädter Mulde zeigt als Jüng¬
stes bereits Schichten des Cenomans und Turons, während
die südliche Blankenburger Mulde über der Trias
Teile des Jura, der Unteren Kreide, ferner fast die gesamte
Obere Kreide zeigt.

Dazwischen liegt der scharf gestaute Quedlinburger
Sattel, den unser Profil in den Sewecken-Bergen schneidet
und der dem Harli-Sattel unseres ersten Profils entspricht.
Leider scheint im Bereich dieses Sattels nach Kalisalzen
niemals gebohrt worden zu sein. Es ist nicht ausgeschlossen,
daß der Bau des Sattels ein wesentlich anderer ist, als er
sich an der Oberfläche zu erkennen gibt.

Die Verhältnisse im unmittelbaren Harzrandgebiet ent¬
sprechen völlig den oben beim ersten Profil besprochenen
und brauchen deshalb hier nicht nochmals erörtert zu
werden.

Betrachten wir nun die Profile nochmals als Ganzes,
so springt folgendes besonders ins Auge:

1. Der subsalinare Untergrund sinkt lang¬
sam nach SW hin ein. Wie dies im einzelnen vor
sich geht, wissen wir nicht. Er wird vielleicht nicht so
gleichmäßig einsinken, wie unser Profil dies annimmt. Aber
jedenfalls ist der Gesamteffekt eine be¬
trächtliche Absenkung nach SW hin, so daß
hier der subsalinare Untergrund um 2000 bis
3000 m tiefer liegt als im KO einerseits,
im Harz andererseits. Die Dicke der aufgelagerten
Sedimente nimmt nach SW hin entsprechend zu.

2. Der subsalinare Untergrund zeigt nicht
denselben Faltenbau wie das Deckgebirge,
sondern erscheint wesentlich ruhiger. Das ist für große

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197

Teile der Profile Hypothese, hat aber unter Berücksichti¬
gung der Verhältnisse in anderen Gebieten hohe Wahr¬
scheinlichkeit für sich.

3. Das Deckgebirge zeigt einen wellen¬
förmigen Bau; es ist „gefaltet". Und zwar ist
ein gewisser Rythmus, ein Abwechseln von steilen
Sätteln und flachen Aufwölbungen vorhanden.
Dorm, Asse und Harli treten in Gegensatz zu Elm und
Fallstein; beim zweiten Profil liegt die flache Aufwölbung
des Hackeis zwischen dem steileren Staßfurt— Egeiner und
dem Quedlinburger Sattel.

4. Als ganz anders geartete Form er¬
scheint das Obere Allertal. Denn während bei
den anderen Aufwölbungen an beiden oder wenigstens an
einer Seite der stratigraphische Zusammenhang des Salzes
mit dem angrenzenden Unteren Buntsandstein (bzw. den
Zechsteinletten) gewahrt erscheint, ist beim Oberen Allertal
das Salz völlig aus dem stratigraphischen Verband heraus¬
getreten und in ein höheres Niveau emporgequollen, eine
Lücke im Deckgebirge von fast 2 km Breite
ausfüllend, — Erscheinungen, die wir nur durch eine
Zerrung dieses Gebietes erklären können.

5. Die Deckgebirgsschichten erscheinen
im NO an der Allertalspal te abgerissen und
nach SW zu Falten zusam menge dr ängt. Es ist
dabei zu einer Abscherung der Deckschichten über dem
Untergrund gekommen, wobei das Salz als Vermittler
erscheint.

6. Eine Zunahme der Intensität der Faltungserschei¬
nungen nach SW hin — entsprechend der zunehmenden
Tiefe des subherzynen Beckens — ist nicht zu verkennen.

Zweifellos ist hier im SW ein Längenüberschuß der
Sedimentdecke vorhanden, wenn man sich etwa die hoch¬
geklappten Flügel — z. B. beim Harli oder beim Quedlin*
burger Sattel — wieder heruntergeklappt denkt.

Es entsteht nun die Frage, welche tektonische Auf¬
fassung diesen Verhältnissen am meisten gerecht wird.

Von ganz besonderer Wichtigkeit ist da das Neben¬
einandervorkommen von Erscheinungen, die
zweifellos auf Zerrung hin weisen (Oberes Aller-
tal) neben solchen, die Pressungserschei¬
nungen sind (im weiteren Harzvorlande). Nach allem,
was wir über das Alter der Vorgänge wissen,
können wir die Erscheinungen nicht zeitlich

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198

trennen, sondern sie sind als gleichzeitig
anzusehen. Zum mindesten gilt dies für die letzte
tektonische Hauptphase, die wir noch deutlich verfolgen
können : die Oberkreidephase.

Es ist ohne weiteres klar, daß das gleichzeitige Vor¬
kommen von Zerrungs- und Pressungserscheinungen mit
der Vorstellung einer „Rahmenfaltun g“ schwer zu
vereinigen ist. Diese Vorstellung ist deshalb für
das subherzyne Becken nicht aufrecht zu
erhalten. Wie aber ist dann der zweifellos vorhandene
Zusammenschub der Schichten zu erklären? Hier ist m. E.
ein Zusammenwirken mehrerer Faktoren vor¬
handen gewesen. Im tieferen Untergrund fanden Schollen¬
verschiebungen statt, die sich in einem Einkippen der
subherzynen Scholle gegenüber der Harz¬
scholle äußerten16). Diesen Bewegungen folgte die meso¬
zoische Decke nur passiv: am Harzrand wurde sie mehr
oder weniger stark „geschleppt“, auf der Südwestflanke des
Flechtinger Höhenzuges wurde sie auseinandergezerrt. Es
entstand ein flacher, ungleichseitiger Trog17), dessen kom-
}>ensierendes Zerrgebiet einerseits im NO (Südwestfianko
des Flechtinger Höhenzuges, Oberes Allertal), andererseits
über dem Harz vorhanden ist. Im Innern de3 so gebildeten
subherzynen Troges aber entstand infolge der Schiefstellung
des Untergrundes ein gewisser seitlicher Druck im Deck¬
gebirge, da dieses unter dem Einfluß der Schwere nach
der tiefsten Stelle des Troges drängte. Im unmittelbaren
Harzvorland wirkte der direkte Druck der Harzschoilo.
In diesem Sinne bestand also im subherzynen
Becken ein tangentialer Druck.

Ein weiterer sehr wichtiger Faktor kommt hinzu: die
vertikal wirkende Kraft des Saizauftriebs.

Daß für den Salzauftrieb kein tangentialer Druck not¬
wendig ist, wie Stille dies annimmt, scheint mir mit
Sicherheit daraus hervorzugehen, daß das Salz auch
in Zerr ge bieten, wie im Oberen Allertal, aufge-

16) Die vorliegende Arbeit war fertig abgeschlossen und
Anfang Februar 1924 in einer Sitzung der Pr. Geol. Landes-Anstalt
vorgetragen, als der QuiRiNGsche Vortrag „Ober Wesen und
Ursprung der postvaristischen Tektonik Norddeutschlands“, in
dem die Theorie der Schrägschollen im Untergründe Nordwest¬
deutschlands ausführlich behandelt wird, in der D. Geol. Gesellschaft
gehalten wurde

17) Vcrgl. die bekannten Arbeiten von K. Lehmann. Glückauf
1919 und 1920.

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199

stiegen ist. Tangentialer Druck mag den Salzauftrieb
oft genug befördern, Bedingung ist er m. E. nicht dafür,
sondern die Grundursache ist das völlig verschiedene physi¬
kalische Verhalten von Salz und Deckgebirge, insbesondere
der Unterschied der spezifischen Gewichte,
der unter bestimmten Umständen zu einer Umlagerung
der spezifisch verschieden schweren Massen führen kann.

Im Zusammenhang mit der Ausbildung des subherzynen
Troges wurde unser Gebiet durch her zynisch gerichtete,
langgestreckte Sprünge in schmale Streifen zerlegt. Wie weit
diese Sprünge den Untergrund mit betrafen, wie weit nur
das Deckgebirge, das ist für (den Salzauftrieb einerlei.
Überall dort, wo das Deckgebirge geschwächt war, drängte
das Salz empor. Es ist nun klar, daß eine nur auf einzelnen,
ganz bestimmten Linien angreifende vertikale oder,
besser gesagt, zentrifugale Kraft, wie es der Salz¬
auftrieb darstellt, zur Ausbildung eines Faltensystem 3 führen
mußte, wenn im Deckgebirge eine tangentiale Spannung
vorhanden war.

Wir können uns dies durch das nebenstehende Schema
(Abb. 3) verdeutlichen: Eine Platte steht unter seitlichem
Druck; sie ist senkrecht zum Druck durch Fugen ge-

H- ■■-f— :-r - ■)

"4 — ^ — K

Abb. 3. Erklärung siehe Text.

schwächt. Greift an diesen eine vertikal nach oben
wirkende Kraft an, so wird die Platte wellenförmig ver¬
bogen werden.

Daß das entstehende Faltenbild den
eigentümlichen, oben erwähnten Rythmus
zwischen breiten und flachen Sätteln zeigt,
das hängt weiterhin mit der Art des Salzauf¬
triebes zusammen. Dort, wo langgestreckte Sprünge
das Deckgebirge geschwächt hatten, drang zunächst das
Salz empor, die schmalen Sättel vom Typus des Dorms,
der Asse, des Harli usw. bildend. Das Hineinfließen des
Salzes in die Auf pressungszonen führte zur Ausbildung lang¬
gestreckter Mulden, die die Sättel zu beiden Seiten be¬
gleiten. Sind dazwischen breitere Gebiete mit relativ
ungestörtem Deckgebirge vorhanden, so kommt es zur Aus-

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200

bildung von „MittelsätteLn“ im Sinne von Schuh18), in
denen jedoch nicht ein völliges Fehlen der Salzwanderungs
bewegungen anzunehmen ist, sondern in denen eine
Wanderung des Salzes zur Mitte hin stattfindet,
die im Laufe der Zeit zu einer Verstärkung des Mittel¬
satteis führen muß. Elm, Hackel und Großer Fall¬
stein sind als solche weiter entwickelten
„Mittelsättel“ auf zu fassen.

Die geschilderten Verhältnisse haben sich in unserem
Gebiet seit der Jurazeit herausgebildet. Wenn auch die
kimmerische und die senone Phase besonders wichtig waren,
so hat es doch in den anderen Zeiten wohl nicht an Be¬
wegungen gefehlt. Ein prinzipieller tektonischer Unter¬
schied zwischen einer Zerrphase im Oberen Jura und einer
Schubphase im Senon, wie Schuh annimmt, scheint in
unserem Gebiet nicht vorhanden gewesen zu sein, sondern
beide Phasen dürften hier im wesentlichen gleichartig ver¬
laufen sein, jedenfalls insofern, als beide Male Zerrung
und Zusammenschub gleichzeitig nebeneinander vorkamen.

Zusammenfassung.

Beobachtungen in den Randgebieten sowie die aller¬
dings an Zahl geringen, sehr tiefen Bohrungen innerhalb
des subherzynen Beckens, ferner Beobachtungen aus anderen
Gebieten (Mansfelder Mulde) lassen mit großer Wahrschein¬
lichkeit unter der Faltendecke des Mesozoi¬
kums eine relativ ruhig gelagerte, von NO
nach SW einsinkende Oberfläche des sub-
salinaren Untergrundes annehmen. Sättel und
Mulden der Oberfläche wrerden anscheinend zum größten
Teil kompensiert durch die verschiedene Ver¬
teilung des Salzes, das unter den Sätteln angestaut,
unter den Mulden abgewandert ist19).

Für das subherzyne Becken ist die Vor¬
stellung der ^ahmenfaltung" abzulehnen.
Denn es sind nicht nur Pressungsgebiete, sondern auch Zerr¬
gebiete vorhanden. Ebenso ist für unser Gebiet
die Vorstellung der „In jekti vfaltung“, soweit
sie die Salzaufpressungen lediglich durch tangentialen Druck

18) F. Schuh, Beitrag zur Tektonik unserer Salzstöcke.
Zeitschr. .,Kali“, 16. Jahrg. 1922, Heft 1.

*9) In den Mulden mag es (Vielfach sogar zu einer völligen
Ausquetschung des Salzes gekommen sein.

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erklären will, abzulehnen. Denn das Salz ist auch in
den Zerrgebieten aufgestiegen, was nicht möglich wäre,
wenn für den Salzaufstieg tangentialer Druck notwendig
wäre. Dieser letztere mag häufig hinzukommen; in der
Hauptsache dürfte es aber der Druck der Sedimente sein,
der das Salz isostatisch zum Aufsteigen zwingt

Das subherzyne Becken ist weder rein
tektonisch durch tangentialen Druck, wie
Stille annimmt, noch durch reine Vertikal¬
bewegungen mit Salzaufstieg, wie etwa Lach¬
mann es sich vorstellte, zu erklären, sondern
es entstand durch ein kompliziertes Zu¬
sammenwirken von Schollenbewegungen im
Untergrund (Einkippen der subherzynen
Scholle nach SW hin), von Zusammenschub-
bewegungen nach dem Innern des Troges hin
und von isostatischen Auftriebsbewegungen
des Salzes.

[Manuskript eingegangen am 28. Mai 1924.]

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202

Verzeichnis

der der Bücherei seit 1918 einverleibten
periodischen Veröffentlichungen.

Die letzte Bekanntgabe der bei der Gesellschaft ein¬
gegangenen periodischen Veröffentlichungen erfolgte im 69.
Bande dieser Zeitschrift im Jahre 1917.

Nachdem nunmehr der durch den Weltkrieg unter¬
brochene Austauschverkehr in weiterem Umfang wieder
aufgenommen ist, erscheint es an der Zeit, insbesondere
denjenigen Mitgliedern die Neueingänge bekannt zu geben,
die nicht Gelegenheit haben, diese in den Monatssitzungen
einzusehen.

Die nachfolgende Liste enthält die Titel aller Periodica*
die seit 1918 der Bücherei zugingen, unbekümmert darum,
ob die Reihen unvollständig sind, sei es weil der Austausch¬
verkehr erst, nach 1918 aufgenommen, sei es weil er
inzwischen abgebrochen wurde.

Ein ausführlicheres Verzeichnis zu bringen, verbietet
der Raum; es soll in dem Bibliothekskatalog veröffentlicht
werden, dessen Druck von der Hauptversammlung grund¬
sätzlich beschlossen wurde. ^ . ...

Dienst, Archivar.

Deutschland.

Preußen.

Berlin Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft.

-- Preußische Geologische Landesanstalt.

Jahrbuch. — Abhandlungen. — Archiv für Lagerstätten¬
forschung. — Beiträge zur geologischen Erforschung der
deutschen Schutzgebiete. — Mitteilungen aus den Labo¬
ratorien. — Geologische Literatur Deutschlands,
a) Jährlicher Literaturbericht, b) Literatur über ein¬
zelne Gebiete. — Zur W'ünschelrutenfrage.

— Sitzungsberichte der Preußischen Akademie der Wissen¬
schaften.

— Zeitschrift für das Berg-, Hütten- und Salinen wesen
im Preußischen Staate.

-- Jahresbericht der Gesellschaft für Höhlenforschung und
Höhlenkunde in Berlin.

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203

Bielefeld Berichte des Naturwissenschaftlichen Vereins für
Bielefeld und Umgegend.

Bonn Naturhistorischer Verein der preußischen Rheinlande
und Westfalens. Verhandlungen. — Sitzungsberichte.

Breslau Schlesische Gesellschaft für vaterländische Kultur.
Jahresberichte. — Beihefte zu den Jahresberichten, fort¬
gesetzt als: Schlesische Jahrbücher für Geistes- und
Naturwissenschaften.

Frankfurt a. M. Senckenbergische Naturforschende Gesell¬
schaft. Abhandlungen. — Berichte, fortgesetzt als: Aus
Natur und Museum.

Görlitz Abhandlungen der Naturfo rächenden Gesellschaft zu
Görlitz.

Greifswald Mitteilungen aus dem naturwissenschaftlichen
Verein für Neuvorpommern und Rügen in Greifswald.

Halle a. S. Abhandlungen der Leopoklinisch-Carolinischen
Deutschen Akademie der Naturforscher.

Kiel Schriften des Naturwissenschaftlichen Vereins für
Schles wig-Ho Istein .

Königsberg i. Pr. Schriften der Physikalisch-ökonomischen
Gesellschaft zu Königsberg i. Pr.

— Geologisches. Archiv, Zeitschrift für das Gesamtgebiet
der Geologie.

Lüneburg Jahreshefte des naturwissenschaftlichen Vereins
für das Fürstentum Lüneburg.

Magdeburg Abhandlungen und Berichte aus dem Museum
für Natur- und Heimatkunde und dem Naturwissen¬
schaftlichen Verein in Magdeburg.

Offenbach Bericht über die Tätigkeit des Offenbacher Ver¬
eines für Naturkunde.

Wiesbaden Jahrbücher des Nassauischen Vereins für Natur¬
kunde.

Bayern.

Augsburg Berichte des Naturwissenschaftlichen Vereins für
Schwaben und Neuburg, früher Natur historischen Ver¬
eins in Augsburg.

München Bayerische Akademie der Wissenschaften; Ma¬
thematisch-physikalische Klasse.

— Sitzungsberichte. — Abhandlungen. — Festreden, ge¬
halten in den öffentlichen Sitzungen zur Feier des
Stiftungstages.

— Geognostische Jahreshefte.

— Deutscher und österreichischer Alpenverein.
Mitteilungen. — Zeitschrift.

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204

Nürnberg Naturhistorische Gesellschaft zu Nürnberg.
Jahresberichte. — Abhandlungen.

Regensburg Naturwissenschaftlicher (früher zoologisch-
mineralogischer) Verein zu Regensburg.

Berichte. — Abhandlungen (erscheinen in München).

Sachsen.

Dresden Sitzungsberichte und Abhandlungen der Natur¬
wissenschaftlichen Gesellschaft Isis in Dresden.

Freiberg i. Sa. Berichte der Freiberger Geologischen Ge¬
sellschaft.

Leipzig Gesellschaft für Erdkunde zu Leipzig.

Mitteilungen. — Wissenschaftliche Veröffentlichungen.

- - Aus der Natur. Zeitschrift für den naturwissenschaft¬
lichen und erdkundlichen Unterricht.

Thüringen.

Gotha Dr. A. Petermanns Mitteilungen aus Justus Perthes4
Geographischer Anstalt.

Württemberg.

Stuttgart Jahreshefte des Vereins für Vaterländische Na¬
turkunde in Württemberg.

Baden.

Freiburg i. Br. Berichte der Naturforschenden Gesell¬
schaft zu Freiburg i. Br.

Heidelberg Verhandlungen des Naturhistorisch-medizini¬
schen Vereins zu Heidelberg.

Karlsruhe Verhandlungen des Naturwissenschaftlichen Ver¬
eins in Karlsruhe.

Hessen.

Darmstadt Notizblatt des Vereins für Erdkunde und der
Hessischen Geologischen Landesanstalt zu Darmstadt.

— Abhandlungen der Hessischen Geologischen Landes¬
anstalt zu Darmstadt.

Gießen Bericht der Oberhessischen Gesellschaft für Natur-
und Heilkunde zu Gießen. Naturwissenschaftliche Ab¬
teilung. — Medizinische Abteilung.

Mecklenburg.

Güstrow Archiv des Vereins der Freunde der Naturge¬
schichte in Mecklenburg. Fortgesetzt als:

Rostock Archiv Mecklenburgischer Naturforscher.

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205

Hansastädte.

Bremen Abhandlungen, herausgegeben vom Naturwissen¬
schaftlichen Verein zu Bremen.

Hamburg Naturwissenschaftlicher Verein in Hamburg. Ab¬
handlungen aus dem Gebiete der Naturwissenschaften.
— Verhandlungen.

Danzig.

Danzig Naturfor sehende Gesellschaft in Danzig. Schriften.
— Abhandlungen.

Deatsch-Österreich.

Wien Mitteilungen der Geologischen Gesellschaft in Wien.

— Annalen des Natur historischen Museums in Wien.

7-, Akademie der Wissenschaften in Wien. Mathematisch¬
naturwissenschaftlichen Klasse. Sitzungsberichte. — Mit¬
teilungen der Erdbeben-Kommission.

— Geologische Bundesanstalt, seit 1921 Staatsanstalt. Jahr¬
buch. — Verhandlungen.

Klagenfurt Carinthia, U., Mitteilungen des Vereines „Natur¬
historisches Landesmuseum für Kärnten".

— Jahrbuch des Naturhisfcorischen Landesmuseums von
Kärnten.

Tschechoslowakei.

Brünn Verhandlungen des naturforschenden Vereins in
Brünn.

Prag Societe Royale des Sciences de Bohöme. Classe des
Sciences. Mömoires. — Resume du compte-rendu annuel.

— Naturwissenschaftliche Zeitschrift Lotos.

Ungarn.

Budapest Königliche Ungarische Geologische Reichsanstalt.
Jahresbericht. — Mitteilungen aus dem Jahrbuch. —
Publikationen.

— Földtani Közlöny (Geologische Mitteilungen. Zeitschrift
der Ungarischen Geologischen Gesellschaft, zugleich amt¬
liches Organ der Kgl. Ungarischen Geologischen An¬
stalt. Mit Beilage: Hydrologische Mitteilungen).

Jugoslawien.

Belgrad Annales göologiques de la Peninsule Balkanique.

Rumänien.

Bukarest Bulletin de la section scicntifique de l'academie
Roumaine.

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206

Hermannstadt Verhandlungen und Mitteilungen des Sieben-
bürgischen Vereins für Naturwissenschaften zu Her¬
mannstadt.

Schweiz«

Aarau Verhandlungen der Schweizerischen Natur forschen¬
den Gesellschaft.

Basel Verhandlungen der Naturforschenden Gesellschaft in
Basel.

Bern Mitteilungen der Naturforschenden Gesellschaft in
Bern.

— Beiträge zur geologischen Karte der Schweiz, heraus¬
gegeben von der geologischen Kommission der
Schweizerischen Naturforschenden Gesellschaft.

— Beiträge zur Geologie der Schweiz. Geotechnische Serie,
herausgegeben von der geotechnischen Kommission der
Schweizerischen Naturforschenden Gesellschaft.

Ohur Jahresbericht der naturforschenden Gesellschaft Grau-
bündens.

Freiburg (Schweiz) Mitteilungen der Naturforschenden Ge
Seilschaft in Freiburg (Schweiz). (Geologie et geo-
graphie.)

— Bulletin de la societe fribourgeoise des Sciences natu¬
relles (Oompte-rendu).

Genf Sociötc de phvsique et d’histoire naturelle de Genfcve.
Memoires. — Oompte-rendu des seances.

— Mat6riaux pour 1‘etude des calamites, pubiibs par les
soins de la societe de geographie de Gen&ve.

Lausanne Bulletin de la Societö Vaudoise des Sciences
naturelles.

Neuchätel Bulletin de la Societe Neuchäteloise des Sciences
naturelles.

St. Gallen Jahrbuch der St. Gallischen Naturwissenschaft¬
lichen Gesellschaft.

Zürich Vierteljahrsschrift der Naturforschenden Gesell¬
schaft in Zürich.

— Denkschriften der Schweizerischen Naturforschenden
Gesellschaft (vormals allgemeine Schweizerische Ge¬
sellschaft für die gesamten Naturwissenschaften).

Italien.

Florenz Biblioteca Nazionale Centrale di Firenze.

— Bolletino delle pubblicazioni italiani ricevute per diritto
di stampe.

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207

Mailand Ätti della Societä italiana di scienze naturali
e del Museo civico di Storia naturale in Milano.

Parma Rivista italiana di Paleontologia.

Pisa, Pavia und Bologna Giornale di geologia pratica.

Rom Bolletino della Societä geologica italiana.

— Bolletino del R. Comitato geologico d’Italia.

— Atti della Reale accademia nazionale dei Lincei.

— Bulletin mensuel, fortgesetzt als Revue internationale
de renseignements agriooles.

Venedig Reale Istituto Veneto di Scienze, lettere ed arti.
Memorie. — Atti.

Spanien.

Barcelona Institucio Catalana d’Historia natural. Butlleti.
— Treballs.

— Junta de Cifencies naturals de Barcelona. Memöria
anual. — Anuari.

— Museu de Ciencies naturals de Barcelona. Treballs.

— Real Academia de ciencias y artes de Barcelona.
Boletin. — Memorias.

Portugal.

Lissabon Servipo Geolögico de Portugal.

Comunicapöes. — P. L. Pereira de Sousa: O Terremobo
do le de Novembrode 1735 em Portugal e um Estudo
demogräfioo. I u. II.

Frankreich.

Bordeaux Actes de la societe Linndenne de Bordeaux.

Colmar Bulletin de la societe d’historie naturelle de Colmar.

Lille Annales de la societe gdologique du Nord.

Paris Soctötd geologique de France.

Bulletin. — Compte rendu sommaire des seanees. —
Bibliographie des Sciences geologiques.

— La gdographie.

Niederlande.

Amsterdam Jaarversiag der Rijksopsporing van Delf-
stoffen.

s’Gravenhagen Mededeelingen van de Rijksopsporing van
Delfstoffen.

— Geologisch-mijnbouwkundig Genootschap voor Nederiand
en Kolonien. Jaarboek. — Verhandelingen, geologische
Serie.

— Geologisch-mijnbouwkundige Bibliographie van Neder-
landsch-Indie.

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208

Haarlem Arehives du Musee Teyler.

La Haye Arehives nSerlandaises des Sciences exactes et
naturelles, publiees par la sociötö holiandaise des Scien¬
ces k Hartem.

Leiden Mededeelingen van ’s Rijks Geologischen Dienst.
Serie A. und B.

Luxemburg.

Luxemburg Institut Grand-Ducal de Luxembourg. Section
des Sciences naturelles, physiques et math&natiques.
Arehives. — Faune du Grand-Duch6 de Luxembourg.

Großbritannien und Irland.

Dublin Royal Dublin Society.

The scientific proceedings. — The economic proceedings.

— Royal Irish Academy.

Proceedings. — Transactions.

Edinburgh Royal Society of Edinburgh.

Proceedings. — Transactions.

— und London Memoirs of the Geological Survey of Scot¬
land.

Glasgow Glasgow University. Papers from the geological
department.

London Geological Survey of Great Britain.

Memoirs: Palaeontology. — Summary of progress of
the Geological Survey of Great Britain and the Museum
of practical geology. — Special reports on the Mineral
Resources of Great Britain.

-- Geological Survey of England and Wales. Memoirs.

— British Museum (Natural History).

Catalogues. — Guides. — British Antarctic („Terrra
Nova“) Expedition, 1910. Natural History Report-
Geology.

— The Geological Magazine, an monthly Journal of
Geology.

— The Quarter ly Journal of the Geological Society.

— Geological Literature (List of Authers and Titles) added
to the Geological Society ’s Library.

— Proceedings of the Geologist’s Association.

Dänemark.

Kopenhagen Meddelelser fra Dansk geologisk forening.

— Danmarks geologiske Undersgolse. I.. II., III., IV.
und V. Raekke.

— Meddelelser om Grönland.

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209

Norwegen.

Christian ia (Kristiania, Oslo) Videnskapsselskapet i Kristia¬
nia. I. Matematisk-naturvidenskabelig Klasse. For-
handl ingar. — Skrifter.

— Archiv for Mathematik og Naturvidenskab.

— Norges Geologiskc Undersökelse.

Abhandlungen. — Arbok. — Statens Raastofkomite
Publikationen.

Schweden.

Lund Acta universitatis Lundensis.

Stockholm Geologiska Föreningens i Stockholm förhand-
lingar.

— Kungl. Svenska Vetenskapsakademien. Handl ingar. —
Arkiv för Botanik. — Arkiv för Matematik, Astro-
nomi och Fysik. — Arkiv för Kemi, Mineralogi och
Geologi. — Arkiv för Zoologi. — Arsbok. —
Medde landen frän Nobeiinstitut.

— Levnadsteckningar över Kungl. Svenska Vetenskaps
Akademien» Ledainöter.

— Sveriges offentliga bibliotek Access ions- Katalog.

— Sveriges geologiska Undersökning.

Arsbok. — Afhandlingar och uppsatser, Ser. C., Ca., D.

— Yetenskapliga och praktiska undersökningair i Lappland.
Flora och Fauna. — Meteorologi. — Lappiandsgruvor-
nas mineralogi.

Uppsala Bulletin of the Geological Institution of the Uni-
versity of Upsala.

Finnland.

Abo Acta academiae aboensis mathematica. et physica.
Helsingfors Geologiska Kommissionenen i Finland.

Bulletin. — Geotckniska Meddelanden. — Agrogeolo-
giska Meddelanden.

— Societas geographica Fenniae. Fennia.

Estland.

Dorpat Naturforscher-Gesellschaft bei der Universität Dor¬
pat. Sitzungsberichte. — Schriften. — - Archiv für die
Naturkunde des Ostbaltikums (vormals Liv-, Esth- und
Kurlands).

Polen.

Warschau Service geologique de Pologne.

Bulletin. — Travaux. — La Bibliographie geologique
de Pologne.

Zeit sehr. d. D. Geol. Oes. 1924. 1 4

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210

Rußland.

Moskau Der Berggeist.

— Publications of the Petrographical Institute Lithogaea.

— Transactions of the Institute of Economic Mincralogy
and Petrography („Lithogaea*’).

— Arlieiten der besonderen Kommission zur Untersuchung
der Kursker magnetischen Anomalien.

Petrograd-Leningrad Kommission zur Erforschung der
Naturkräfte Rußlands.

Monographien. — Die Reichtüiner Rußlands. — Die
nutzbaren I Lagerstätten.

— Rußland; Astrachaner Gebiet; nutzbare Lagerstätten.

— Materialien zur Erforschung der nutzbarem Lagerstätten
Rußlands.

— • Comite geologiquc.

Bulletin. — Memoires. — Materiaux jwiir la geologie
generale et appliquee. — Bibliotheque geologiquc de
Russie. — Loewinson- Lessing: Les progres de la petro-
graphie en Russie. — Literatur-Übersicht der Oberpenn-
Ablagerungen des Europäischen Rußlands aus den
Jahron 1910—1919.

— Annales de l’lnstitut de1 Platine et des aut res metaux
precieux.

— Academie des seien ccs de Russie.

Bulletin. — Kurzer Führer durch das Geologische und
Mineralogische Museum der Russischen Akademie der
Wissenschaften. II. Geologische Abteilung. — Tra-
vaux du Musee Geologiquc et Mineralogique Pierre-
le-Grand pres rAoadeinie des Sciences de Russie. —
Tätigkeitsbericht über die Arbeiten der Russischen Aka
demie der Wissenschaften auf dem Gebiet der Xatur-
kräfte Rußlands.

— Societe paleontologique de Russie.

Memoires. — Annuaire.

Vladivostok Geologieal Committee of the Russian far East.
Records.

Asien.

Jap a n.

Sendai The Science reports of the Töhoku Imperial Uni-
versity. Second series (Geologv). — Third series
(Petrologv, Mineraloge*, Mineral deposits — später
Economic Geologv).

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211

Tokyo National Research Council of Japan.

Japanese Journal of Geology and Geography. Trans¬
actions and abstracts.

Japanese Journal of Astronomy aiul Geophysics. Trans¬
actions and abstracts.

— Imperial Earthquake investigation Committee.
Seismological notes. — Bulletin.

— Imperial University of Tokyo.

The Journal of the College of Science. — Calendar.

— Imperial Geological Survey of Japan.

Bulletin. — Industrial Mineral Survey report. —
Report.

Indien.

Calcutta Geological Survey of India.

Records. — Memoirs. — Palaoontologia Indien.

N i e d e r l ä n d i s c h - 1 n d i e n.

Weltevreden und ’sGravenhagen Jaarhoek van hot mijn
wezen in Nederlandsch-Oost-Indie.

Afrika.

S ü d - A f r i k a.

Johannesburg Annals of the South African Museum.
Pietoria Union of South Africa geological Survey.

Memoirs.

Anstralien.

Melbourne Proceedings of the Royal Society of Victoria.
Sydney Geological Survey of New South Wales.

Records. — Memoirs. — Bulletin. — Mineral resources.

Amerika.

Canad a.

Halifax The proceedings and transactions of the Nova
Scotian Institute of Science, Halifax, Nova Scotia.
Ottawa Prooeedings and transactions of the Royal Society
of Canada.

Vereinigte Staaten von Norda m e r i k a.
Baltimore Maryland Geological-Survev.

General Reports. — Reports on the physikal features
of the Counties. — Reports dealing with the systematie
geology and paleontology of Maryland.

14*

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UNIVERSITY OF MICHIGAN

212

Boston Boston Society of Natural History.

Proeeedings. — Memoirs. — Occasional papers.

Chicago Field Museum of Natural History. Publications.

— The John Crerar Library. Annual reports.

Harrisburg Pennsylvania Geological Survey. Bulletin, fourtli

seriös.

Houghton Year book of thc Michigan College of mines.
Lawrence Science Bulletin of the Univcrsity of Kansas.
Madison Transactions of the Wisconsin Academy of Scien¬
ces, arts and letters.

— Bulletin of the Wisconsin geological and natural
history Survey.

New Haven The American Journal of Science.

New York Papers of the Michigan academv of Science,
arts and letters.

— The American Museum of Natural History. Bulletin. —
Memoirs.

— Annals of the Ne* Y »H' Academy of Sciences.

— Bulletin of the Geological Society of America.
Philadelphia The Academy of Natural Sciences of Phila¬
delphia. Proeeedings. — Annual reports, fortgesetzt
als Year Book. — Special publications.

San Francisco California Academy of Sciences. Proeeedings,
fourtli series. — Occasional papers.

Springfickl Geological Survey of Ohio. Bulletin.
Washington Annual reports of the board of regen ts of
the Smithsonian Institution.

— Report on the progross and condition of the United
States National Museum.

— Smithsonian miscellaneous eollections.

— United States Geological Survey.

Annual roport. of the Director to the Secretary of the
Inferior. — Mineral Resources of the United States. —
Bulletin. — Professional papers. — Water supply papers.

M exic o.

Mexico Instituto geologico de Mexico.

Bolctin. — Anales.

A r g e n t i n i e n.

Buenos Aires Anales del Museo nacional de Historia
natural de Buenos Aires.

Cordoba Academia nacional de Ciencias en Cordoba (Repü-
blica Argentina).

Boletin. — Miscelanea.

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213

La Plato Boletin de la Direcciön general de Estadistica
de la pnovincia de Buenos Aires.

— Kevista del Museo de La Plata.

Brasilien.

Rio de Janeiro Boletin do Museu nacional do Rio de
Janeiro.

— Monographias do Servigo Geologico e Mineralogico do
Brasil.

Säo Paulo Revisto do Museu Paulista.

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Deutsche Geologische Gesellschaft

März 1925.

Vorstand

Vorsitzender:
Stell vertr. Vorsitzende j

Schriftführer «

Schatzmeister

Archivar

Herr Kruse h,

,, Pomp ec kj.

„ B r o i 1 i.

,, B ä r 1 1 i n g.

„ S o 1 g e r.

„ M e s t w e r d t.
„ Rimann.

„ Picar d.

,, Dienst.

Beirat

Die Herren: A nd ree -Königsberg i. Pr., Bux tor [-Basel.
CI oos -Breslau, Erdmannsdörf fer-Hannover, Faura i
Sa ns- Barcelona, Fliegei- Berlin, Petrascheck-Lcoben,
Schumann-Grube Jlse (N.-L.), Wegner- Münster.

Verzeichnis der Mitglieder*).

Die beigedruckten Zahlen geben das Jahr der Aufnahme an.

A. Ehrenmitglieder.

Boy schlag, F., Di., Prof., Geh. OBR., Präs. d. Preuß.
Geol. L.-A. a. D., 1883. Berlin SW 29, Belle- Alliance-
Straß(‘ 38.

Br an ca, W., Dr., Prof., Geh. BR., 1876. München,

Kurfürstenplatz 8 III.

*) Abkürzungen der Amtsbezeichnungen und Titel: Ass.
Assistent, Bergass. Bergassessor, Bergw. Dir. Bergwerksdirektor.
Bez. Geol. Bezirksgeologe, BR. Bergrat, Geh. BR. Geheimer
Bergrat, Geh. OBR. Geheimer Oberbergrat, Geol. Geologe, L. Geol.

Landesgeologe, Marksch. konzessionierter Markscheider, OBR.
Oberbergrat, Pd. Privatdozent, Prof. Professor, Reg. Geol.

Regierungsgeologe, Reg. R. Regierungsrat, Sekt. Geol. - Sektions¬
geologe, StR. Studienrat.

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215

Bücking“, H., Dr., Prof., Geh. BR., 1873. Heidelberg,
Ziegelhäuser Landstr. 39.

Heim, A., Dr., Prof., 1870. Hottingen-Zürich 7, Hofstr. 100.

Jentzsch, A., Dr., Prof., Geh. BR.., L. Geol. a. D., 1872.
Gießen, Frankfurter Str. 34.

Ivavser, Ernanuel, Dr., Prof., Geh. RR., 1867. München,
Giselastr. 29.

Tietze, E., Dr., OBR., Hofrat, Dir. d. Geol. Reichsanstalt
i. R.. 1868. Wien III 2, Rasumoffskygasse 23.

B. Ordentliche Mitglieder.

Aachen, Aktien- G c soll schaf t für Bergbau , Blei- und Zink -
jabrikation zu Stolbcrg und in Westfalen , 1914.

Aachen, Geol. Sammlung d. Terhn. Hochschule, 1907.

Aarnio, B., Dr., Dozent, 1922. Helsingfors, Boulcvard-
gatan 30.

Abels, J.. Dr., 1919. Freiburg i. Br., Maria-Theresia-Str. 0.

A c h e nbach. L., Bergw. Dir., 1922. Wellinghofen bei
Hörde (Westf.).

Ähre ns, H., Dr., Geol., 1920. Berlin W10, Genthiner Str. 5.

Ähre ns, W.. Dr., Geol., 1922. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

A 1 1 i s a t , W., Markseh., 1920. Mülheim (Ruhr), Uh landstr. 58.

Altenessen , Köln- Neue s sen er Bergwerk sver ein, 1920.

Althoff. W., Fabrikant, 1920. Bielefeld, Weither Str. 30.

And ree, J., Dr., Pd.. 1922. Münster i. W„ Kampstr. 2 III.

A n d r e e , K., Dr., Prof., 1902. Königsberg i. Pr., Brahms¬
straße 19 Ir.

An ge n ent, I\, Dipl. -Berging., Bergw. Dir., 1920. Neu¬
staßfurt.

Anholt (Westf )y Fürstlich Salm-Salm’ sehe Qeneralverwal -
tungy 1914.

Arano wski , K., Lehrer, 1923. Berlin W 30, Frankenstr. 2.

Arlt, H., Dr., BR., 1911. Bonn, Joachimstr. 4.

Arndt, II., Dr., Reg. Geol., 1909. München NO II, Prome-
nadestr. 15.

Ascherslehen, Kaliwerke Asrherslchim A.-G ., 1920.

Aßmann, P., Dr., BR., Bcz. Geol., 1907. Berlin X 1, In¬
validenstr. 44.

Athen, Geologisches Amt von Griechenland , 1922. Mi¬

nisterium der nationalen Ökonomie.

Au lieh, Dr., Prof., 1907. Duisburg, Prinz- Albrccht-Str. 33.

Aus dem Bruch, W., Markseh., 1920. Buer-Erle (Westf.),
Auguststr. 33.

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216

E a e c h t i g e r , A., Bergw. Dir., 1 920. Wittmar (Kreis
Wolfenbüttel).

Bähr, M., Bergw. Dir., 1920. Grube Jlse (N.-L.).

Baldermann, W., Marksch, 1919. Essen- Altenessen,
Heßlerstr. 51.

B a 1 d u s , P., BR., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Balken hol, J., StR., 1914. Witten (Ruhr), Ruhrstr. 51.

B ae 1 z , W., OBR. a. D, 1914. Herne (Westf.), Grenzweg 106.

Bamberg, P., Fabrikbesitzer, 1902. Berlin- Wannsee,
Kleine Seestr. 12.

B a r k i n g , H., Dipl.-Ing., 1920. Hamborn (Rhld.), Hufstr. 16.

Barrois, Ch., Dr., Prof., 1877. Lille, 41 rue Pascal.

Barsch, O., Dr., BR., Bez. Geol., 1908. Berlin N 4, In-
validenstr. 44.

Bartling, R., Dr., Prof., BR., Bez. Geol., 1904. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Baum, F., Bergass., Bergw. Dir., 1920. Duisburg, Wilhelms¬
hohe 6.

Baumgärtel, B., Dr., Prof., 1910. Clausthal (Harz) 135.

Baum haue r, H., Dr., Prof., 1879. Freiburg (Schweiz).

Beck, G., Dr., Geol., 1920. Hannover, Königstr. 49.

Becker, A., Oberschullehrer, 1912. Staßfurt, Heck-
linger Str. 21.

Becker, H., 1922. Leipzig, Emilienstr. 16.

Becker, H. C., Dr., 1922. Frankfurt a. M., Myliusstr. 49.

Beckerling, W., Marksch., 1920. Massen, Bez. Dort¬
mund, Hellweg 40.

Bederke, E., Dr., Pd., 1920. Breslau, Schuhbrücke 38/39.

Behlen, H., Forstmeister, 1908. Weilburg (Lahn).

Behr, J., Dr., Pn>f„ L. Geol., 1901. Berlin N 4, In¬
validenstr. 44.

B ehrend, F., Dr., Geol., 1913. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Behrendt, P., Bergass., Bergw. Dir., 1920. Hannover,
Landschaftsstr. 6.

Beil, A., Frau, 1924. Königsberg i. Pr., Augustastr. 131.

Beil, C., Bergw. Dir., 1920. Cassel, Landaustr. 2.

Belowsky, M., Dr., Prof., Kustos, 1896. Berlin N 4, In¬
validenstr. 43.

B e n t z , A., Dr., Geol., 1922. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Berg, A., Dr., StR., 1922. Sondershausen, Güntherstr. 31.

Berg, G., Dr., Prof., BR, Bez. Geol, 1903. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Bergmann, W, Dr.-Ing. h. c, Hüttendirektor, 1904.
Groll-Ilsede bei Peine.

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217

Bergt, W., Dr., Prof., 1894. Leipzig-Eutritzsch, Delitzscher
Straße 121.

Berlin , A.-G. f. Anilinfabrikation, 1922. SW 36.

Berlin-Charlottenburg , Akademischer Verein „ Schlägel und
Eisen , 1925. Technische Hochschule, Abt. f. Bergbau.

Berlin-Charlottenburg, Berg - und Hüttenmännischer Ver¬
ein, 1925. Englische Str. 16.

Berlin, Julius Brr y er, Tiefbau- Aktiengesellschaft. 1922. W 35,
Potsdamer Str. 121 b.

Berlin , Bibliothek der Technischen Hochschule , 1909.

Berlin , Verlagsbuchhandlung Gebrüder Born träger, 1923.
W 35, Schöneberger Ufer 12 a.

Berlin , Deutsche Erdöl- Akt. -Ges.. 1922. B.-Sehönebcrg, Mar¬
tin Lulherstr. 61-66.

Berlin , Generaldireklion der Braunkohlen- und Brikett-
Industrie A.-G., 1920. W8, Mohrenstr. 10.

Berlin , Geologisch-mineralogisches Institut der Landwirt-
schaftl. Hochschule , 1913. N4, Invalidenstr. 42.

Berlin , Geolog. -Paläontologisclies Institut u. Museum der
Universität, 1911. N 4, Invalidenstr. 43.

Berlin , Handbibliothek des Geologischen Landesmnseums ,
1912. N 4, Invalidenstr. 44.

Berlin , Hauptverwaltung der Niederlausitzer Kohlenwerke ,
1922. W 9, Potsdamer Str. 127/128.

Berlin, Ilohmaterialicn-V erwertungsgescllschaft Wcndt d
Co., 1921. NW 7, Unter den Linden 50/51.

Berlin, Stickstoff Syndikat, 1921. NW 7, Neustädtische Kirch-
straße 9.

Berlin , Technische Hochschule, Abt. f. Bergbau, Geolo¬
gisches Institut, 1913.

Berlin , Verein der deutschen Kaliin tcrcsscnlen, 1914.
SW 11, Anhaltstr. 7.

Bernau er, F., Dr., Pd., 1921. Charlottenburg, Teehn.
Hochschule.

Bertram, H., Oberbaurat, 1924. Danzig, Fahrenheidstr. 4.

Beschoren , B., cand.geol.,1921. Berlin N 4, Invalidenstr. 43.

Beurlen, K., Dr., 1922. Tübingen, Steinlachstr. 5.

Beuthen (O.S.), Schlesag (Neue Viktoria-Grube), 1922.

Beuthen (O. S.), Stephan, Fröhlich d Klüpfel, Abt. Bergbau,
1920.

Bielefeld, Städtisches Museum, 1920.

B i e r e y e , Prof., 1907. Erfurt, Schillerstr. 31.

Biese, W., stud. geol., 1922. Berlin N 4, Invalidenstr. 43.

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218

Bilharz, A., Baurat, 1922. Baden-Baden-Lichtental,
Maximilianstr. 110.

Birnbaum, H., Marksch. u. Landmesser, 1920. Ratibor,
Niederwallstr. 24.

v. Bismarck, Landrat, 1898. Külz (Kreis Naugard).

Bit t er/ eitler Louisengrube, 1922. Zscherndorf, Post Sanders-
dorf, Kr. Bitterfeld.

B 1 a n c k e n h o r n , M., Dr., Prof., 1881. Marburg (Hessen).
Barfüßertor 25.

Blau, M., Bergw. Dir., 1921. Waldalgesheim b. Bingerbrück.
Blocker, H., 1922. Hamburg 33, Preehtsweg 23.

B 1 ü m e l , E., Prof., 1920. Aachen, Technische Hochschule.
Bochum , Deutscher Markscheider ‘Verein, 1912. Kanalstr. 21.
Bochum , Steinkohlenbergwerke Becker, A.-G. , 1924.

Bock, O., cand. rer. nat., 1924. Danzig, Petershagen 1-2.
Bode, A., Dr., Prof., 1902. Clausthal (Harz), Bergakademie.
Boden, K., Dr., Prof., 1907. München, Neuhauser Str. 51.
Bohde, G., Direktor, 1920. Essen-Bredeney, Bredeneyer
Straße 19.

Böhm, A., Dr., Prof., 1921 . Berlin N 4, Invalidenstr. 44.
Böhm, J., Dr., Prof., 1881. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.
Bonn , Geologisch - Paläontolo gische s Institut und Museum
der Universität, 1907. Nullallee 2.

Bonn , Preußisches Oberbergamt, 1920. Konviktstr. 2.
Bonnema, I. H.. Dr., Prof.. 1920. Groningen (Holland),
Hermann Collen iusstraat 12.

Borgstätte, ()., Dr., Vermessungsrat, 1920. Dessau.
Goothestr. 16.

Born, A., Dr., Prof., 1911. Frankfurt a. M.. ßeuterweg 70.
Bor n h a r d t , Dr.-Ing. h. c., Berg hauptmann, 1894.

Clausthal (Harz).

Borlh ( Post Büderich), Kreis Mors , Deutsche Solragiverke
Aldien-Ge Seilschaft t Abteilung Borth, 1910.

Botho, \V., StR., 1924. Bad Salzuflen, Sehiellhofstraße.
B o t z o n g , C., Dr., 1907. Heidelberg-Handschuhsheim,
Bergstr. 107.

B r a d l e r , E., Lyzeallehrer, 1920. Erfurt, Blumenstr. 5.
Brand, W., Bergass., Bergw. Dir., 1920. Lintfort (Kreis
Mors), Friedrich-Heinrich- Allee 70.

Brauch, W., Dr., 1924. Basel, Holbeinstr. 71.

Bräu hause r, M., I)r., Prot'., Vorstand der Württemberg.
Geol. Landesaufnahme, 1920. Stuttgart, Landhaus¬
straße 88 III.

v. Braunmühl, H., Dipl.-Ing., 1924. Neuroöe (Scliles.).

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219

Braun schwcU), Braunschweigisches Lande sh erg amt, 1914.

B r e d cl i n , H., Dr., Geol., 1922. Berlin X 4, Invalidcnstr. 44.
Bredenbruch, M., Bergw. Dir., 1920. Hannover,
Scharnhorststr. 15.

Breslau , Gewerkschaft Erelinensglüek , 1922. Gartenstr. 47.
Breslau , Geologisches Institut der Universität , 1910.
Breslau , Preußisches Oberbergamt . 1921. Breslau IS.
Breslau , J. Schlutiussehe HauptbergvcrwaUung . 1914.

Kaiser-Wilhelm-Str. 194 a.

Bretz, 0., Dr., Bergass., 1920. Dortmund, Kuhstr. 36 H.
B r i 1 1 , R., Dr., 1922. Freiburg i. Br., Eisen bah ns tr., Badische
Geol. Landesanstalt.

Brink m an n.

H.,

Marksch.,

1920.

Essen-Dellwig,

Paus-

mühlenstr. 6.

Brinkm a n n ,

R.,

Dr., Pd.,

1920.

Göttingen, (

U'Olog.

Institut der Universität.

Brinkmeier, G., Dr., 1921. Göttingen, Herzberger
Landstr. 108.

Brockmeiev, II., Dr., Prof., Museumsleiter, 1920.
München-Gladbach, Vitusstr. 50.

Broili, F., Dr., Prof., 1899. München. Neuhauser Str. 51.

Brouwer, H. A., Dr., Prof., 1921. Rijswijk (Z. H.),
Oranje Laan 87.

Brück, Berg- u. Vermessungsi at, 1917. Dortmund, Leipziger
Straße 16.

B r u li n s , W., Dr., Prof., 1888. Clausthal (Harz), Berg¬
akademie.

Brune, A., Marksch., 1921. Lünen (Wostf.), Gahmer
Straße 177 d.

Brünn, Mineralog.-Geolog. Institut der Tschechischen Techn .
Hochschule. , 1916.

v. Bubnoff, S., Dr., Pd., 1909. Breslau, Schuhbrücke 38.

Budapest , Ungarisches Nationalmuseum . Mineralogische
Abteilung, 1912. Budapest XVIII, Magyar Nemzeti
Museum.

v. B ü 1 o w - T r u m m e r , E. U., Dr., Pd., 1916. Berlin-
Charlottenburg, Harden! >ergstr. 43.

v. B ii 1 o w , K., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4, Invalidcnstr. 44.

Buri, Th., Dr., Prof., 1917. Heidelberg, Erwin-Rhode-Str. 22.

Bur re, O., Dr., Geol., 1910. Berlin N 4, Invalidcnstr. 44.

Buschendorf, F., cand. ing., 1921. Clausthal (Harz),
Sägemül lerstr. 519.

Busz, C. E., Dr.. 1920. Bonn a. Rh., Königstr. 21.

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220

B u s z , K., I)r., Prof., Geh. BR., 1904. Münster i. W.,
Heerdestr. 16.

Buxtorf, A., Dr., Prof., 1907. Basel. Grenzacher Str. 94.

Cab ölet, P., Bergass., 1920. Bochum 5, Herner Str. 295.

Cassel, Bergbaulicher Verein Cassel , 1922. Wilhelmallee 7.

Chemnitz , Naturwissenschaftliche Sammlung . Städtisches
Museum, 1922.

Chowings, Ch., Dr., 1896. Alverstoke, Gien Osmond
(South Australia).

Christa, E., Dr., 1921. Würzburg, Hindenburgstr. 33.

Chu, Chia-hua, Dr., 1920.

Cissarz, A., Dr., 1920. Aachen, Min. Inst. d. Teehn.
Hoehsch., Maltheserstraße.

Claus, Markscheidereivorsteher, 1922. Grube Jlse (N.-L.).

Clausthal, Preußisches Oberbergamt , 1869.

Cloos, H., Dr., Prof., 1909. Breslau, Schuhbrücke 38.

C 1 u t e - S i m o n , E., Marksch., 1920. Vacha (Rhön).

Correns, C., Dr., Geol., Pd., 1919. Berlin N 4. Invaliden¬
straße 44.

Cöthen ( Arth.), Grube Leopold, Akt. -des.. 1914. Heinrichstr. 1.

Cöthen (Anh.), Verein Anhaitischer Braunkohlemcerke,
1922. Heinrichstr. 11.

Cr am er, R.. Dr., BR., Bez. Geol., 1906. Berlin X 4, In-
validenstr. 44.

Credner, R. W., Dr., 1920. Kiel, Caprivistr. 13.

Cronacher, R., Dr., Dipl.-Ing., 1908. Berlin- Borsigwalde,
Wittestr. 32.

Cronjaeger, H., Marksch., 1922. Halle a. S., Beyschlag-
straße 28.

C u s t o d i s , F., Prokurist, 1922. Saalfeld, Saale, Hannostr. 75.

C zygan, K., StR., 1920. Leipzig-R., Möbiusstr. 13.

D a h 1 g r ü n , F., Dr., Geol., 1921. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Daine lli, G., Dr.. Prof., 1925. Florenz, Geol. Inst. d.
Univ.. Via Lanuirmora 4.

Dämmer, B., Dr., Prof., LGeol., 1902. Berlin N 4, Inva-
lidenstr. 44.

Dannenberg, A., Dr., Prof., 1894. Aachen, Teehn.
Hochschule.

Dant z, C., Dr.. Bergw. Dir. a. D., 1892. Berlin-Grune-
• wähl, Höhmannstr. 17.

Danzig-Lang fuhr, Mineralogisch Geologisches Institut der
Technischen Hochschule, 1924.

Darm stadt, Hessische Obere Bergbehörde, 1920.

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221

Dax, C., Bergw. Repräsentant, 1920. Siegen (Westf.), Feld-
straße 14.

Decker, F., Marksch., 1920. Dortmund, Märkische Str. 92.

De ecke. W„ Dr., Prof;, Geh. Hof rat, 1885. Freiburg i. Br.,
Envinsti*. 31.

Deitert, A., Marksch., 1920. Gelsenkirchcn III, Holland¬
straße 53.

Delkeskamp, R., Dr., 1905. Berlin- Wannsee, König¬
straße 68 c.

Denner, J., Dr., Geol., 1923. Herdorf (Rhld.), Friedrich-
Straße 31.

Dette. K., cand. phil., 1923. Göthen (Anh.), Baasdorfer
Straße 37.

de V r i e s , J., Bergw. Dir., 1922. Grube Jlse (N.-L.).

D e w e r s , F., Dr., StR., 1922. Bremen, Bismarckstr. 28.

Diene mann, Dr., Geol., 1913. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Dienst, P., Dr., Prof., Kustos, 1904. Berlin N 4, Invaliden¬
straße 44.

Dietrich, W., Dr., Ass., 1911. Berlin N 4, InvalidensK 43.

Dietz, C., Generaldirektor, 1908. Hannover, Landschafts¬
straße 8 1.

Dietz, C., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4‘, Invalidenstr. 44.

Dittmann, K. E., Dr., Dipl.-Ing., 1911. Berlin-Wilmers
dorf, Augustastr. 65 1.

Dobbelstein, K., Erster BR., 1920. Bochum, Graf-
Engelbert-Str. 37.

D ö h 1 , H., Bergbaubefl., 1922. Berlin W 66, Leipziger Str. 4.

Dorn, C., Dr., Bezirkstierarzt, 1916. Kulmbach.

Dorn, P., Dr., Ass., 1923. Erlangen, GeoL Inst. d. Univ.

Dorpat , Geologisches Institut der Universität , 1922. Aia
tän 38 a.

Dortmund , Deutsch-Luxemburgische Bergwerks- und Hütten-
Aktiengesellschajtf Dortmunder Union , 1922.

Dortmund , Eisen - und Stahlwerk Uoesch , Akt.-Ges., 1922.

Dortmund , Naturwissenschaf tl. Verein , 1913. Viktoria

Straße 25.

Dortmund , Preußisches Oberber gamt, 1920.

Dortmund , Stadtbibliothek , 1920.

Dreher, O., Dr., Geol., 1922. Haag, Carel van Bylandt-
laan 30.

Dresden , Bergwitzer Braunkohlenwerke , Akt.-Ges., 1914.
Johann-Georgen- Allee 251.

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UNIVERSITY OF MICHIGAN

222

Dresden- A., Direktion des Mineraloy. -Geolog. Museums
nebst der Vrähistor. Sammlung , 1921. Zwinger.

Dresden- A„ Direktion der staatL Braunkohlemoerke , 1920.
Ostraa Lleu lob.

Dufour, J.. eand. geol., 1924. Gießen, Stephanstr. 6.

Düsseldorf , Verein deutscher Kiscnhüttenleutc , 190G. Luden-
dorffstr. 27.

Dultz, A., Verlag und Antiquariat, 1923. München, Land-
wehrstr. G.

1) y h r e n f u r t h . G., Di*., Prof., 1908. Salzburg 2. An der
Plainbrücke.

E b e 1 i n g , BR., 1894. Hannover, Hindenburgstr. 42.

Ebcrt, A., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Edelmann. F., I)ipl. -Ing., 1923. Freiberg i. Sn.

Edelmann, J., Dipl.-Berging. u. Marksch., Berginspektor,
1920. Smarzowitz, Kr. Pleß, Heinrichsfreudegrube.

Eder, W., Dr., Ass., 1923. München, Neuhauser Str. 51.

Eggert, H., Markseh., 1920. Duisburg-Meiderich, Enge
Straße 2.

E i c k e 1 b e r g , C\, Bergw. Dir., 1920. Haus Rünthe, Kr.
Hamm.

E i e k e 1 b erg, R., Markseh., 1920. Oberhausen (Rhld.),
Am Grafenbusch 8.

Eisenach, H., Dr., 1923. Giessen. Liebigstr. 37 I.

Eisenreich, Dr., Prof., StR., 1922. Kattowitz (O.-S.).
Koehanowskiego 4.

Eiserfcld-Sieq, Gewerkschaft Alte Dreisbach . 1914.

Eisfelder, G., Erster BR., 1920. Kottbus, Kaiser-
Friedrich-Str. 27.

Eisieh cn , Mansfeld , Akt. -Ges. für Bergbau und Hütten -
betrieb , 1914.

Eitel, IV., Dr., Prof., 1922. Königsberg i. Pr., Steindamm 6.

Elberfeld , H. L. Dienst <f Sohn, A.-G.} 1922.

Emerson, B., Prof., 1868. Amhurst (Muss.), N-A.,
Amherst and Smith Colleges.

E n k e , A., Dr., Kommerzienrat, 1913. Stuttgart, Hasen¬
bergsteige 3.

Erb, L., Dr., 1921. Freiburg i. Br., Eisenbahnstr. 62a.

Erdmannsdörf fer, O. H., Dr., Prof., 1900. Han¬
nover, Techn. Hochschule.

Er dm enger. J., Dipl.-Berging., Lehrer an* der Berg¬
schule, 1921. Hamborn, Moltkestr. 36.

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223

Erlangen , Bayerische Universitätsbibliothek, 1920.

Ermisch, K., Dipl.-Ing., Bergw. Dir., 1908. Wansleben
(Bez. Halle a. S.).

Ernst, Gertrud, Lehrerin, 1923. Liegnitz, Neue Gold¬
berger Str. 54.

Ernst, W., Dr., wissensch. Hilfsarbeiter, 1920. Hamburg 5,
Lübecker Tor 22.

Errulat, F. W., Dr., Ass., 1922. Königsberg i. Pr.,
Hintertragheim 59 a.

Essen, Bergschul verein , 1914. Gutenbergstr. 47.

Essen , Bibliothek des Vereins für die bergbaulichen In¬
teressen , 1907.

Essen , Friedrich A \rupp, Akt. -Ges., 1920. Gußstahlfabrik/
Werksbüeherei, Postfach 278.

Essen, Geologische Gesellschaft für den Rheinisch-West¬
fälischen Industriebezirk, Ortsgruppe Essen, 1920. Kur-
fürstenstr. 41.

Euling, K., Dr., Bergass. a. I)., Generaldirektor, 1920.
Borsigwerk (O.-S.).

Fabian, B.. Rektor, 1922. Heil igenha feil (Holstein).

Falke. W., Bergass., Bergw. Dir., 1920. Oberhausen
(Rhld.), Bismarckstr. 31.

Faura i Sans, M., Dr., Prof., 1920. Barcelona, ealle
Valencia 234 pral. 1 a.

Fedorowsky, N. M., Prof., 1922. Berlin W 15, Lictzen-
burger Str. 11.

Feld, G., Dr., 1920. Obermarsberg, Stadtberger Hütte.

Fick, A., Marksch. und Landmesser, 1920. Weidenau
(Sieg), Wiesenstr. 3.

Fiegler, L., Marksch. und Landmesser, 1921. Zalenze
(O.-S.), Moltkestr. 98.

Finckh, L., Dr., Prof., L. Geol., 1900. Berlin N 4, Inva
lidenstr. 44.

Finze, W., BR., 1920. Kassel, Auguste- Viktoria-Str. 7 II.

Fischer, A.E., cand. geol., 1923. München, Türkenstr. 11.

Fischer, B., Berg- und Vermessungsrat, 1920. Halle
a. S., Kronprinzenstr. 45.

Fischer, Fr., Bergw. Dir., 1922. Grube Jlse (N.-L.).

Fischer, G., Dr., Ass., 1923. München, Bothmerstr. 12.

Fischer, J., Dr., Pater, 1920. Winterthur (Schweiz),
kath. Pfarrhaus.

F len der, E., Marksch., 1920. Hervest-Dorsten, Halterner
Straße.

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224

Fliegei, G., Di\, Prof., Abteilungsdirektor, 1898. Berlin-
Lankwitz, Brucliwitzstr. 8 1.

Foehr, K., Dr., Prof., Direktor, 1920. Göthen (Anhalt),
Leopoldstr. 68.

Förster, H., Dr., StR., 1920. Groß-Strehlitz (O.-S.),
Lublinitzer Straße.

Förster, H., Dr., 1921. Kamenz i. Sa., Friedrichstr. 6 1.

Franke, A., StR. a. D., 1910. Dortmund, Junggeselien-
straße 18.

Franke, G., Prof., Geh. BR., 1894, Berlin-Halensee,
Auguste -Viktoria-Str. 7.

Frankfurt a. M., Chcm. Fabrik Griesheim -Elektron, 1922.

Frankfurt a. M., Geol.-paläontol. Institut der Universität ,
1918.

Frebold, G., Dr., Pd., Ass., 1919. Hannover, Mineral. In¬
stitut d. Technischen Hochschule.

Freitag, H., Bergverwalter, 1923. Gießen, Leihgeetem-
weg 42.

Fremdling, (\, Berg- und Vermessungsrat, 1910. Dort¬
mund. Knappenberger Str. 108.

Fr entzel, A., Dr.-Ing., Dipl.-Ing., 1906. Berlin NW 87,
Jagowstr. 43.

Freudenberg, W., Dr., Prof., Kustos, 1907. Heidelberg,
Bergstr. 117.

Freudenreich, Reg.-Baumeister, 1924. Danzig- Lang¬
fuhr, Brunshof weg 1.

v. Freyberg, B., Dr., Pd., 1919. Halle a. S., Domstr.ö.

Freystedt, Landesbaurat, 1908. Liegnitz, Haagstr. 10.

F r i c k e , G., Marksch., 1920. Gerthe (Kr. Bochum),
Zechenstr. 2.

Fr icke, K., Marksch., 1920. Waldenburg (Schl.), Fürsten¬
steiner Str. 19.

F r i c k e , M., Oberlehrer, Kustos, 1923. Zwickau i. Sa.,
Stiftstr. 3.

Fromme, E., Bergass., 1920. Kamen, Kreis Hamm.

Früh, G., Reg.-Baumeister, 1922. Goslar, Kotherstr.il.

Fuchs, A., Dr., Prof., BR., Bez. Geol., 1902. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Fulda, E., Dr., BR., 1911. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Funke, H., Dr., Bergwerksl>esitzer, 1920. Berlin-Grune-
wald, Siemensstr. 30.

Gäbert, C., Dr., Geol., 1907. Naumburg a. S., Kösener
Str. 18 e.

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225

Gagel. <\. Dr., Prof.. Geh. BR., Abteilungsdirektor, 1890.
Berlin X 4, Jnvalidenstr. 44.

Gams, H., Dr., 1923. Biologische Station Mooslachen,
Wasserburg a. Bodensee (Bayern).

Gansscn, K., Dr., Prof., Abt.-Dir., 1920. Berlin N 4.
In\ alidenstr. 44.

Gärtner, Dr., Bergdir., 1904. Mölke bei Ludwigsdorf
(Kreis Neurode).

Gassen h u ber, J., Gruben Vermessungsingenieur, Dipl.-
Ing., 1920. Zweibrücken (Rhpflz.), Blüeherstr. 24.

Gebhardt, W., Bergdir.. 1920. Borna (Bez. Leipzig),
Lobstädter Str. 31.

Gelires, O., Generaldirektor, 1920. Hannover, Beme-
roder Str. 39 a.

G e i p e 1 . B., Marksch., 1920. Altenbochum, Gustavstr. 14.

Gelsenkirchen, Bergwerks- Akt. ‘Ges. ConsoUdation, 1914.

Gerke, Berginspekfcor, Dipl.-Ing., 1921. Juliusschacht,
Post Waldenburg (Schles.).

Gerl ach, F., Dr.-Ing., Prof., Geh. Baurat, 1922. Berlin-
Schöneberg, Hauptstr. 163.

Gerth, H., Dr., Prof., 1907. Leiden (Niederlande), Botter-
maht 14.

Geyer, D., Dr. h. c., Mittelschullehrer, 1920. Stuttgart,
Silbe rburgstr. 165 II.

Giebel er, W., 1914. Siegen (Westf.), Heeserstr. 2-4.

Giers, R.. Dr., StR., 1921. Hamm (Westf.), Hohestr. 80b.

Gießen , Geol. Institut der Universität, 1923.

Ginsburg, I., Geol., 1923. Berlin -Wilmersdorf, Kaiser¬
allee 172 II.

Glaeßner, R., Dr., 1920. Halle a. S., Ladenbergstr. 5111.

Gleiu'itz , Gräflich von Balle st rem sehe Güterdirektion , 1914.
Markgrafenstr. 17.

Gleiwitz , Ober schlesische Eisenindustrie , Akt.-Ges. für
Bergbau und Hüttenbetrieb, 1914.

Goebel, F., Dr., 1920. Witten (Ruhr), Ruhrstr.il.

Gocbeler, F., Marksch., 1920. Saarbrücken I, Colerstr. 2.

Göhr, F., Prof., StR., 1924. Glatz, Cartenstr. 25.

G ö 1 d n e r , Konrektor, 1923. Liegnitz, Wörthstr. 1.

G ö p f e r t , G., Dipl.-Berging., Marksch., 1921. Kostuchna,
Boerschächte.

G ö r g e s , J., Bankprokurist, 1920. Kassel, Parkstr. 26.

Görlitz, Magistrat , 1914.

Z^tRchr. d. D. Geol. Ge». 1924. 15

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226

Gor nick, H., Dipl. -Ing., 1922. Charlottenburg, Luisen-
platz 5 a.

Gothan, W., Dr., Prof., Dozent, Kustos, 1907. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Göttingen , Erda. Akt.- Ges. für angewandte Geophysik, 1923.
Göttingen , Geol.-paläontol. Institut der Universität , 1905
Gottschick, F., Forstmeister, 1923. Tübingen.

Götz, K., Dr., Bergass., 1921. Berlin W 62, Maaßenstr. 7.
Graf, E., Schriftsteller, 1911. Rutcsheim b. Leonberg,
Württbg.

Gräfe, H., Dipl. -Berging., Bcrgw. Dir., 1920. Diekholzen
bei Hildesheim.

Gr äff, L., Bergass. a. D., Bergw. Dir., 1920. Husen (Ldkr.
Dortmund), Zeche Kurl.

Gr ah mann. R., l)r., 1917. Leipzig, Talstr. 35.
Gräßner. P. A., Geh. OReg. R., 1889. Berlin-Sehlaehten-
see, Adalbertstr. 15.

Graz, Geologisches Institut der Universität , 1913.

Graz , Institut für Geologie und Mineralogie a. d. Tech¬
nischen Hochschule, 1924.

Greif, 0.. I)r., 1907. Stuttgart, Rotenbergstr. 5 II.

G ripp , K., Dr., Pd., 1919. Hamburg, Lübecker Tor 22.
Grübler, Dr.-Ing. h. c., BR., 1894. Gießen, Alicestr. 4.
Grube Ilse (N.-L.), Ilse Bergbau- Alct. -Ges., 1920.
Grübler, E., Dipl. -Ing., 1920. Halle a. S., Schillerstr. 49 1.
G rumbreclit, A., Bergass.. 1920. Plötz bei Löbejün.

G r unde y, M., Oberlandmesser und Museumsleiter, 1921.

Gleiwitz, Freundstraße. Oberschlesisches Museum.
Gruncwald, H., StR., 1920. Bad Salzuflen, Kirchstr. 1.
Grupe, O., Dr., Prof., BR., Bez.Geol., 1899. Berlin N 4.
Invalidenstr. 44.

G und lach, K., Wissensch. Mitarbeiter am Zeißwerk,
1923. Jena, Magdelstieg 20.

Güntzel, R., Berging., 1924. Wurzbach (Rouß).

G ü r i c h , G., Dr., Prof., 1891. Hamburg ft, Lübecker Tor 22.
Haack, W., Dr., BR., Bez.Geol., 1908. Berlin N 4. In¬
validenstr. 44.

Haarmann, E., Dr., Prof., 1904. Berlin-Halensee.
Küstrincr Str. 11.

Haböck, J., 1922. München 2, NW, Zieblandstr. 12.
Haddi ng, A., Dozent. 1921. Lund (Schweden), Universität.
Hahn, Alex., 1886. Idar a. d. Nahe, Brunnengassel.
Hahne, A., Stadtschulrat, 1913. Neutorney, Dunkerstr. 19. :

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227

Hähnel, O., Dr., Poetrat, 1909. Berlin-Lichterfelde, Jäger¬
straße 18 a.

Haiek, A., Ingenieur, Direktor, 1920. Wien I, Kärtner-
ring 15.

Halle a. S.. Deutscher Braunkohlen- Industrie-Verein, 1920.
Riebeckplatz 4.

Halle a. S., Anhaltische Kohlenwerke , 1920. Prinzenstr. 16.

Halle a. S., Landwirt schaf tl. Institut der Universität, 1910.
Ludwig-Wucherer-Str. 2.

Halle a. S., Preußisches Oberber^amt , 1910. Friedriehstr. 13.

Hallee a. S Hugo Stinnes-Riebeck Mott tan- und Ölwerke,
Akt. -Ges., 1920. Riebeckplatz 1.

Halle a. S ., Werschen-W eißenfelser Braunkohlen- Akt. -Ges.,
1920.

Haltern, W., Marksch., 1920. Wanne, Bismarckstr. 23.

Hamacher, K., StR., 1924. Barmen, Seydlitzstr. 9.

Hambloch, A., Dr.-Ing., Grubendirektor, 1906. Ander¬
nach a. Rh.

Hamborn a. Rh., Gewerkschaft Friedrich Thyssen, 1915.

H a in l e t , Beata, 1923. Hamburg 39, Baumkamp 14.

Hamm (Westf.), Bergwerksgesellschaft Trier m. b. H., 1914.

Hampel, W., Marksch., 1920. Klein -Gorschütz (Kreis
Ratibor), Friedrichsschächte.

Hannover , Alkaliwerke Ronnenberg, Akt. -Ges., 1914. Land¬
schaf tsstr. 6.

Hannover, Bibliothek der Technischen Hochschule, 1922.
Welfengarten 1.

Hannover , Heldburg, Akt.-Ges. für Bergbau, bergbauliche
und andere industrielle Erzeugnisse, 1920. Schillerstr. 23.

Harbort, E., Dr., Prof., 1905. Zehlendorf-Mitte, Dall-
witzstr. 47.

H a r r a s s o w i t z , H. L. F., Dr., Prof., 1905. Gießen,
Geologisches Institut.

Hart e 1 , F., Dr., Geol., 1922. Leipzig, Talstr. 35.

Hart mann, E., Dr., 1923. Peißenberg (Oberbay.),
Bergamt.

II a s e b r i n k , A., Bergass., 1920. Duisburg, Manteuffel-
straße 2 1.

Haupt, O., Dr., Prof., Kustos, 1907. Darmstadt, Heerd-
weg 71 H.

Hecker, P., Dr., Bergass., 1920. Berlin- Wilmersdorf,
Rüdesheimer Str. 4.

15*

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226

Heidelberg , Mineral. -Petrograph. Institut der Universität ,
1912.

Heiland, K., Dr., 1923. Berlin-Lichterfelde* West, Man-
teuffelstr. 11.

II e i m , F., Dr., Geol., 1910. München, Gcorgenstr. 24 1.

Heinersdorff, C., 1921. Düsseldorf, Schadowstr. 52.

II e i ß 1) a u e r , E., OBR., 1920. Weiherhammer bei Weiden
(Oberpfalz).

Hei t m ann, H., Fabrikant, 1920. Köln, Stoliwerckhaus.

Hellmers, J., Dr., 1922. Berlin N 4, Invalidenstr. 42.

Dellwig, F., Marksch., 1920. Dndweiler (Saar), St.-
Ingbert*Str. 16. \

II emmer, A., Dr., 1917. Berlin W 8, Mauerstr. 35-37.

Henckel-Donnersmarck, Fürst Guidotto, 1922.
Berlin W 8, Unter den Linden 1.

Henckel-Donnersmarck, Graf Kraft, 1920. Schloß
Repten, Kr. Tarnowitz (O.-S.).

Henke, W., Dr., Geol., 1908. Siegen (Westf.), Burgstr. 7.

Henh, Th., Generalagent, 1920. Köln, Salierring 57.

H c n n i g , E., Dr., Prof., 1908. Tübingen, Schloßberg 15.

H e n t r i c h , W., Bergbaubefl., 1923. Crefeld- Böckum.

Hepke, K., Bergw. Dir., 1920. Dorndorf (Rhön).

Tierdorf, Bergbau - u. Hütten- Akt. -Ges. Friednchshiitte . 1920.

Hermann, P., Dr., Geol., 1904. Mannheim, Stephanicn-
ufer 17.

Herr mann, E., stud. phil., 1922. Berlin, Seestr. 115.

Herz, W., Dr., Berging., 1920. Bochum 5, Hei ner Str. 72.

llcrzberg, F., Dr.-Ing., Dipl. -Ing., 1909. WienI, Opern¬
gasse 6.

Herzog, F., Dr., 1920. Nieder-Peilau-Schlössel, Kreis
Reichenbach, Schlesien.

Hcsemann, F., Dr., Ing., 1922. Hannover, Simsonstr. 12.

Heß von Wichdorff, H„ Dr., Prof., Bez. Geol., 1904.
Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Hey er, O., BR., 1920. Winsen (Luhe).

H e v k e s , Dr., Chemiker, 1921. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

H ibsch, J. E„ Dr., Prof. i. R., 1883. Wien XVIII, Erndt
gasse 26 II.

H i 1 de 1) r a n d , E., Dr.. 1923. Braunschweig, Lützowstr. 3.

Hildesheim , Börner-Museum. 1924. Am Stein 1.

H i m in e I baue r , F., 1923. München, Adellieidstr. 36.

Hirni enburg , Donnersmarekhütte, Ober seht esi sehe Eisen- und
Kohlenwerke, Akt. -Ges., 1914.

II lause tick. H.. I)r., Geologe. 1923. Xadwörna (Polen).
Vacimm Oil Co.

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►

229

H 1 a w a t s c h , C., Dr., 1907. Wien XIII/ö, Linzer Str. 456.

Ho ff mann, B., Dr., StR., 1924. Königsberg* i. Pr., Trag-
heimer Kirchenstr. 54.

Hoffmann, O. R., Dr., Geol., 1920. Hagenau (Unter¬
elsaß), Brunnenstubstr. 14.

Hoffmann, E., Dipl.-Berging., 1925. Halle a. S.. Riel Eck¬
platz 1.

Hoffmann, G., Dr., Geol., 1916. Binz (Rügen).

Hoffmann, Werner, Dr., Bergref., 1920. Halle a. S.,
Ernestusstr. 10.

Hoffmann, WTilh., Dipl.-Berging., 1922. Roitzsch, Kr.
Bitterfeld, Delitzscher Str. 6.

Hohenheim , Geol.-Mineral. Sammlung der Landwirt sch.
Hochschule , 1922.

Hohenstein, V., Dr., 1921. Berlin NW 7, Neustädtische
Kirchstr. 9.

Hohraann, E., Marksch., 1920. Bernburg, Moltkestr. 2.

Holling, K., Marksch., 1920. Gladbeck (Westf.), Hermann¬
straße 23.

Ho 1 1 s tei n , W., Dr., Ass., 1924. Danzig-Langfuhr, Teehn.
Hochschule.

Holzapfel, H., Marksch., 1920. Wellesweiler bei Neun¬
kirchen (Saar).

Homberg (Niederrhein), Steinkohlenbergwerk „Rhein¬
preußen", 1913.

Hoppe, W., Dr., Ass., 1922. Darmstadt, Geol. Institut der
Technischen Hochschule.

Hotz, W., Dr., 1912. Basel (Schweiz), Schantzenstr. 27.

Hubach, H., Dr., 1921. Bogota (Kolumbien), Apartado 305.

Hucke, R., Dr., StR., 1917. Templin (Uckermark).

H u g i , E., Dr., Prof., 1907. Bern, Kornhausstr. 14.

Hülsomann, P., Bergass., 1925. Berlin N 4, Invaliden
Straße 44.

Hülsenbeck, Thekla, Dr., 1913. Göttingen, Schiller¬
straße 66 n.

Hummel, K., Dr., Pd., 1911. Gießen, Bahnhofstr. 65 B.

Freiherr v. H u e n e (v. Hoyningen-Huene), F., Dr., Prof.,
1899. Tübingen, Zeppelinstr. 10.

Huth, W., Dr., 1912. Berlin-Grunewald, Umenauer Str. 9 B.

Jaffe, R., Dr.-Ing., Dipl.-Berging. und Marksch., 1911.
Charlottenburg 2, Hardenbergstr. 3.

J a e g e r , W., 1922. Adorf (Vogtland), Elsterstr. 36.

Jaekel, O., Dr., Prof., GelnRegR., 1884. Greifswald.
Bahnhofstr. 46 47.

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230

Jan cke-Bu ebner, Luise, Dr., 1919. Hannover, Im
Moore 24 H.

J a n e n s c h , W., Dr., Prof., Kustos, 1901. Berlin N 4,
Invalidenstr. 43.

Ja nicke, J., Dr., 1924. Berlin-Dahlem. Finnl aywer 8.

Janus, F., Markseh., 1920. Homberg (Niederrhein), König¬
straße 35.

Jaworski, E., Dr., Prof., 1920. Bonn, Nußallee 2.

Ilgen, Maria, StR., 1924. Essen, Richard- Wagner-Str. 36.

Imeyer, F., stud. geol., 1923. Osnabrück, Rolandstr. 10.

John, W., Dipl.-Ing., BR., 1920. Unna. Iserlohner Str. 14.

Johnsen, A., Dr., Prof., 1921. Berlin N 4, Invalidenstr. 43.

Johow, P., BR., 1914. Buer i. W.

J u n g , E., Hüttenbesitzer, 1920. Burgerhütte, Burg (Dill¬
kreis).

Jung, G., Kommerzienrat, Direktor, 1901. Neuhütte bei
Straßebersbach (Dillkreis).

Jüngst, H., cand. geol., 1919. Berlin W 10, Friedrich-
Wilhelm-Str. 5.

J ü n g s t , O., BR., 1920. Siegen, Friedrichstr. 1.

Kahrs, E., Dr., Museumsdirektor, 1923. Essen, Burgplatz 1.

Kaiser, E., Dr., Prof., Geh. Rcg.-R., 1897. München,
Neuhauser Str. 51.

Kaiser, O., Markseh., 1920. Kray, Essener Str. 15.

Kalb, G., Dr., Ass., 1923. Köln, Rhld., Severinsw ill 38.

Kalkowsky, E., Dr., Prof., Geh. Hofrat, 1874. Dresden- A.
24, Nürnberger Str. 48.

Kalle, F., 01>erlehrer, 1922. Göthen (Anh.), Dessauer
Straße 19 a.

Kam mrad, G., Dr., StR., 1914. Berlin N 20, Uferstr. 10.

Kappe, G., Dr., StR., 1923. Bremen, Bürgermeister
Smidtstr. 3.

Karlsruhe, Geol.- Mineraloy. Institut der Technischen Hoch¬
schule, 1915.

Kattowitz , Fürstlich Plessischc Bergwerksdirektion, 1914.

Kaltowitz, Kattowitzer Akt.-Gcs. für Bergbau und Eisen¬
hüttenbetrieb, 1905.

Kaltowitz , Ober schlesischer Berg - und Hüttenmännischer
Verein, 1919.

Kauen ho wen, W. P., Dr., Ass., 1920. Glausthal.
Harz, Bergakademie.

K a u n h o w e n , F., Dr., Prof., L. Geol., 1897. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Kautsky, F., Dr., 1919. Wien.

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231

Kegel, \V., Dr., Geol., 1913. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Keil, G., Dipl.-Berging., Bergw. Dir., 1920. Gr. Kayna bei
Merseburg.

Keilhack, K., Dr., Prof., Geh. BR., Abteilungsdirektor
a. D., 1880. Berlin- Wilmersdorf, Bingerstr. 59.

Ke in hör st, H., Marksch., 1920. Essen, Kronprinzen¬
straße 24.

K e m p i n , F., Bergw. Dir., 1920. Celle, Hannoversche
Allee 3.

Kemp ne r, M., Dr., Geh. Justizrat, 1914. Berlin W 8,
Taubenstr. 46.

Keßler, Paul, Dr., Prof., 1907. Tübingen, Geol. Inst,
d. Univ.

Keyßer, C., Dr., Dipl.-Berging., Bergw. Dir., 1909. Kali¬
werk Steinförde, Post Wietze, Kr. Celle.

Kiel , Universitäts-Bibliothek , 1915.

Kippenberger, Bergass.. 1921. Gießern, Bergstr. 5.

Kipper, H., Bergass. a. D., Bergw. Dir., 1920. Oberhausen
(Rhld.), Hermannstr. 14.

Kirchen (Sieg), Storch c£ Schöneberg^ Akt -Ges. f. Berg¬
bau und Hüttenbetrieb , 1920.

Kirste, E., Rektor, 1910. Altenburg (S.-A.), Roonstr. 1.

Klähn, H., Dr., Pd., 1910. Rostock, Geol. Institut der Uni¬
versität.

v. Klebeisberg, R., Dr., Prof., 1920. Innsbruck, Franz-
Joseph-Str. 5.

Kleemann, A., Bergw. Dir., 1920. Bork (Kreis Lüding¬
hausen), Zeche Hermann.

Klein, G., Bergass., 1920. Halle a. S., Merseburger Str. 59.

Kleine, E., BR., 1920. Dortmund, Ostwall 60.

Klemm, G., Dr., Prof., OBR., 1888. Darmstadt, Wittmann¬
straße 15.

Klett, B., Mittelschullehrer, 1920. Mühlhausen (Thür.),
Bahnhof str. 17.

Klev nm ans, A. J., Dr., Bergass., Bergw. Dir., 1920.
Recklinghausen -Süd, König Ludwig, Schulstr. 84.

Klinghardt, F., Dr., 1910. Greifswald, Karlsplatz 3 1.

Klingner, W., Stadtingenieur, 1923. Dortmund, Wenker-
straße 17.

Kliver, K., Marksch., 1919. Bochum, Schillerstr. 37.

Klock mann, F., Dr., Prof., Geh. RegR., 1879. Aachen,
Technische Hochschule.

Klötzer, M., BR., 1920. Dresden-A., Mosczinskystr. 19 1.

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232

Kluge, R., Betriebsführer, 1920. Oelsburg, Post Groß-
Ilsede.

Klüpfel, W., Dr., Pd., 1921. Gießen, Riegelpfad 72.

Knauer, J., Dr., Reg. Geol., Pd. 1907. München öS.
Notburgastr. 6.

Knepper, G., Bergw. Dir., 1914. Bochum 7, Steinstr. 49.

Kno bloch, F., Marksch., 1920. Goslar a. H., Am Oster¬
feld 2.

Knod, R., Dr., 1907. Traben -Trarbach (Mosel).

Iv n u t h , H., Dr., 1922. Bonn, Nußaliee 2.

Kober, L., Dr., Prof., 1923. WienI, Universität, Franzens -
ring.

Koch, E., Dr., Stand. Mitarb. am Min.-Geol. Staatsinst..
1921. Hamburg 5, Lübecker Tor 22.

Koch, M., Dr., Prof., L. Geol. a. D., 1884. Gohlis bei
Niederau (Bez. Dresden).

K o c k e 1 , K. W., Dr., 1920. Leipzig, Albertstr. 36.

Kofoed, E., Bankassistent, 1921. Tönder, Dänemark,
Handelsbanken.

Kohl, E., Dr., BR., 1925. Berlin N 4, Invalidenstr. 14.

Köhler, W., BR., 1914. Recklinghausen, Friedhof str. 1.

Koehne, Walter, BR., 1920. Essen (Ruhr), Gutenberg¬
straße 79.

Koehne, Werner, Dr., Prof., 1902. Berlin W 9, König-
grätzer Str. 123.

Kolbeck, Dr., Prof., Geh. BR., 1901. F’eilx'rg i. Sa..
Marienstr.

Kölbl, L„ Dr., Ass., 1924. Wien XVIII 1, Feistiiiantel-
straße 4.

Köln , Geol. Institut der Universität , 1923. Severinswall 38.

König, E., Studienass., 1924. Staßfurt, Fürstenstr. 14.

Koenig, H., Betriebsdir., 1920. Essen- Bredenev, Waldstr. 23.

Königsberg , Geol.-Paläontol. Institut und Bernstein Samm¬
lung der Universität, 1922.

Koenigsbcrger, J., Dr., Prof., 1911. Freiburg i. Br..
Günterstalstr. 47.

v. Ko e n i g.s w al d , R., stud. geol., 1923. Berlin W 15,
Bayerische Str. 9.

Ivöplitz, W., Dr., Marksch., 1920. Börnig bei Herne.
Kanalstr. 73.

Korn, J., Dr., Prof., L. Geol., 1896. Berlin N 4, Invaliden¬
straße 44.

Koert, W., Dr., Prof., L. Geol., 1899. Berlin N 4, Inva
lidenstr. 44.

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WWW

233

Ko ss in at, Fr., Dr., Prof., Geh. BR., Direktor der Sachs.
Geol. Landesanst.. 1913. Leipzig, Talstr. 35.
ost, G., BR., 1920. Hannover, Erwinstr. 4.
oster, F., StR., 1924. Brunmern (Ruhr), Heinrichstr. 1.
rahmann, M., Prof., Berging., Dozent, 1889. Berlin
W 15, Meinekestr. 8.

Kraisz, A., Dr., Geol., 1909. Berlin- Wilmersdorf, Sieg¬
burger Str. 15.

Krantz, F., Dr., 1888. Bonn, Herwarthstr. 36.

Kranz, W., Dr., Major a. D., L. Geol., 1909. Stuttgart,
Urbanstr. 41 a.

Kratzert, J., Dr., 1921. Frankfurt a. M., Eschenheimer
Anlage 28.

Kraus, E., Dr., Pix>f., 1917. Königsberg i. Pr., Hinter¬
tragheim 21.

Krause, P. G., Dr., Prof., L. Geol., 1889. Eberswalde,
Bi8marckstr. 26.

Krau sei, R., Dr., Pd., 1921. Frankfurt a. M., Platz
der Republik 24.

Krejci, K., Dr., 1923. (’ampina, Prah., Stirbei Voda 20*
Rumänien.

K r e n k e 1 , E., Dr., Prof., 1907. Leipzig, Ferdinand-Rhode-
Straße 7 JI r.

Kretzschmar, L., Seminarlehrer, 1920. Köslin, Wilhelm -
Straße 21.

Kriegist einer, F., Lehrer, 1923. München, Plinganser
Straße 57 d/3.

Krollpfeiffer, G., Dr., 1910. Berlin SW 11, Groß-
beerenstr. 86 III.

Kruft, J., Marksch., 1920. Bergheim, Post Oestrum (Kreis
Mörs), Mörser Str. 4.

Krumbeck, L., Dr., Prof., 1912. Erlangen.

Krümmer, Dr., Bergass., 1914. Charlottenburg 9,
Leistikowstr. 3.

Krusch, P., Dr., Prof., Geh. BR., Präsident der Geol.
Landesanstalt, 1894. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Kühn, B., Dr., Prof., Geh. BR., L. Geol., 1884. Berlin N 4.
Invalidenstr. 44.

Kühne, F., Dr., Geol., 1922. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Kühneweg, E., cand. geol., 1923, Berlin N4, Invalidenstr. 43.

Kühnei, A., Baurat, 1925. Troppau (C. S. R.), Bicrnvinn-
gasse 1 1 .

Kuhse, F., cand. geol., 1919. Danzig, Geol. Institut der
Tochn. Hochschule.

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234

Kukuk, P., Dr., Bergass., Pd., 1907. Bochum, Bergstr. 135.

Kumm, A., Dr., Ass., 1911. Braunschweig, Technische
Hochschule.

Kummerow, E., Mitfeelschullehrer, 1912. Brandenburg“
(Havel), Vionvillestr. 19.

Labryga, II., Marksch, 1920. Gleiwitz, Schroeterstr. 15.

Laibach, Mineralogi sch-Petrographisches Institut der Uni
versität, 1923.

Land mann, Lehrer, 1920. Stolberg (Harz).

Lang, R, Dr., Prof., 1909. Halle (Saale), Wilhelmstr. 7.

Lange, W., Dr., Chemiker, 1920. Berlin- Friedenau,

Feurigstr. 10.

Langewiesche, F., Prof., 1920. Bünde (West!.), Her¬
forder Str. 17.

Laubinger, M., 1922. Hamburg 20, Lenhartzstr. 1.

L a u f hü 1 1 e , II., Marksch., 1920. Recklinghausen, Reitzen-
steinstr. 21.

Laurahütte, (O.-S.), Berg Verwaltung der V er. Königs - und
Lanrahütte, 1920.

Laurent, A., Lehrer, 1920. Hörde, Viktoriastr. 8.

Lebküchner, R., cand. geol., 1923. München, Kobeli¬
st raßc 15 III 1.

L e b 1 i n g , C., Dr., Pd., 1923. München, Promenadestr. 15.

Lehmann, E., Dr., Prof, 1908. Halle (Saale), Domstr. 5.

L chma n n , K., Dr., Direktor, 1920. Duisburg- Ruhrort,

Hafenstr. 90.

L e h m ann, V., Marksch., 1920. Homberg (Ndrrh.),
Schützenstr. 107.

Lehmann. W. M, Dr., 1921. Hamburg, Lübecker Tor 24.

Lehner, A., Dr., StR., 1917. Neumarkt (Oberpfalz),
St. Anna 8.

Leichter -Sc henk, Dipl. -Berging., 1914. Borna (Bez.
Leipzig), Altenburger Str. G-8.

Leidhold, C, Dr, 1912. Wietze (Kr. Celle).

Leipzig , Geolog. -Patäontolog. Institut der Universität , 191 H.
Talstr. 35.

Leipzig, Institut jür Mineralogie und Petrographie der Uni -
versität , 1921. Talstr. 38.

L e n n o rn a n n , W, Marksch, 1921. Essen- Altenessen,
Dammstr. 34.

Leopoldshall-Staßfurt, Anhaitische Salzwerke, G.m.b.H ,
1912.

Leschnik, P, Marksch, 1920. Gleiwitz (O.-S.), Mark-
grafenstr. 17.

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235

Leuchs, K., Dr., Prof., 1907. München, Neuhauser Str. 51.

L i a t s i k a s , N., Geol., 1922. München, Griechisches Gene¬
ralkonsulat, Maria-Theresia-Str. 22.

Liebe trau, E., Dr., Prof., 1920. Essen, Retnatastr. 2.

Liebrecht, F., Dr., 1909. Lippstadt (Westf.).

Linde, M., Dr., Generalsekretär, 1923. Berlin-Schlachten¬
see, Heinrichstr. 9.

L i n d 1 e y , H. W., cand. rer. nat., 1921. Gießen, Ludwig¬
straße 37.

Lindner, W., Marksch., 1920. Beuthen (O.-S.), Ring 21.

von L i n s to w , O., Dr., Prof., L. Geol., 1897. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Liste, R., Berging.. Bergw. Dir., 1923. Gießen, Schließ¬
fach 14.

Lohof f, K., Dr., Fabrikant, 1923. Benneckenstein i. Harz.

Lohr , W., Marksch. u. ordentl. Lehrer a. d. Bergschule,
1920. Bochum, Kanalstr. 24.

Lorenz, A., Marksch., 1920. Dillenburg. •

Lorenz, O., Marksch., 1920. Dittersbach bei Walden¬
burg (Schles.).

Löscher, W., Dr., Oberstudiendirektor, 1909. Essen,
Heinickestr. 6.

Lossen, A., BR., 1920. Köln, Eifelstr. 19 HI.

Lotz, H., Dr., BR., 1898. Berlin-Dahlem, Ehrenbergstr. 1 7.

Löwe, F., Dr., Geol., 1920. Göttingen, Brauweg 2.

L o e w e , L., Dr., BR., Bergw. Dir., 1910. Lübtheen (Meck¬
lenburg).

Lö wengart, St., stud. rer. nat., 1923

Lüdemann, K., 1919. Freiberg i. Sa., Albertstr. 26.

Macco, A., Bergass. a. D., 1897. Köln-Marienburg,

Leyboldstr. 29.

Madsen, V., Dr., Direktor von Danmarks geologiske
Undersögelse, 1892. Kopenhagen V., Kastanie vej 10.

Frhr. von Maltzahn, R., 1922. München, Widenmaver-
straße 37.

Marburg (Bez. Kassel ), Geol. Institut der Universität , 1918.

Matern, Hans, 1925. Frankfurt a. M., Sophienstr. 107.

Mattes, Studiendirektor, 1924. Berlin- Adlershof, Arndt¬
straße 7 b.

Graf von Matuschka, F., Dr., 1882. Berlin-Schöneberg,
Innsbrucker Str. 44 1.

Maurer, R., Erster BR., 1920. Hannover, Brahmsstr. 3.

Meggen /. Westf., Gewerkschaft Sachtleben, 1914.

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236

Mehner t, W., Fregattenkapitän a. D., 1920. Naumburg
a. S., Lützowstr. 4.

Mcigen, W.} Dr., Prof., 1913. Gießen, Bleichstr. 20.

Meisner, M., BR., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Meister, E., Dr., Geol., 1912. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Mendel, .T., Schriftsteller und Redakteur, 1921. Berlin*
Wilmersdorf, Berliner Str. 15.

Menzel, P., Dr., Sanitätsrat, 1920. Dresden- A.. Mathilden*
Straße 46.

Mertens, A., Dr., Prof., Museumsdirektor, 1920. Magde
hur«:, Domplatz 5.

Mortin, H., 1922. Quedlinburg, Bismarekstr. 7.

Merzbacher, G., I)r., Prof., 1906. München, Möhlstr. 25.

Mestwerdt, A., Dr., Prof., Bez. Geol., 1902. Berlin
N 4, Invalidenstr. 44.

Metzger, A. A. Th., mag. phil., 1921. Helsingfors (Finn¬
land), Nikolaigataö.

Meyer, 41., Gasinspoktor, 1920. Saatfeld (Saale), Gas-
und Wasserwerk.

Meyer, J., Marksch., 1921. Kassel, Kaiserstr. 3.

Meyer hoff, K., Bergass., 1920. Schoenebeck a. d. Elbe,
Preuß. Bohrverwaltung.

Meyerstein, S., I)r., Bankier, 1920. Hannover, Land-
schaftsstr. 6.

Michael, R., Dr.. Prof., Geh. BR., Abteilungsdirektor,
1894. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Michel, H., Dr., 1921. Wien I, Burgring 7.

Michels, F , Dr., Geol., 1921. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Middeldorf, II., BR.. Bergw. Dir., 1920. Leopoldshall-
Staßfurt, Gartenstr. 5.

M i d d e n d o r f f , E., Bergw. Dir., 1920. Berlin-Steglitz,
Rothenburgstr. 12.

Mielecke, W., Katastordirektor, 1924. Finsterwalde
(N. L.), Parkst r. 2.

Milch, L., Dr., Prof., 1887. Breslau, Landsbergstr. 12.

Mintrop, L., Dr., Direktor, 1920. Hannover. Geliert¬
straße 25 A.

Mitzopuios, M., Dr., 1922. München, Blütenstr. 8.
bei Zeis.

Mohr, H., Dr., Prof., 1921. Graz (Steiermark), Ruckerl¬
berggürtel 18.

M ö h r i n g , W., Dr., Geol., 1909. Buenos Aires (Argentinien),
Calle 25 de Mayo 182.

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237

Mo Ido uh aiier, E., I)r., 1924. Gleiwitz (0.-8.), Roß-
marktstr. 1.

Molengraaff, G. A. F., Dr., Prof., 1888. Delft, Kanaal-

wog 8.

Möller, J., Markseh., 1920. Essen, Brunhiklestr.il.

Mommertz, \V., Bergbaubefl., 1920. Haintorn (5, War*
bruckstr. 35.

Monke, H., Dr., 1882. Berlin-Wilmersdorf, Jenaer 8tr. 7.

Mo o s , A., Dr., Geol., 1922. Durlach (Baden), Alte Karlsruher
Straße 5.

Mühlberg, J., Konsul, 1905. Dresden-A., Wallstr. 15.

Mühlberg, M., Dr., Geol., 1922. Aarau, Schweiz.

von zur Mühlen, L., Dr., Geol., 1917. Berlin N 4, Inva-
lidenstr. 44.

Müldncr, A., Stadtoberinspektor, 1922. Berlin N 113,
Wichertstr. 63.

Müller, C. G., Dr., 1923. Berlin C 2, Kl. Poststr. 6.

Müller, CK, stud. geol., 1920. Aisleben a. S.

Müller. Jul., Markseh., 1920. Gladbeck (Westf.), Grüner
Weg 5.

Müller, Walther, Dr., Bergw. Dir., 1922. Grube Jlse
(N,L.).

Müller, W., Marksch., 1920. Ibbenbüren (Westf.), Nord¬
feldmark 42.

Müller - Herrings, P., Bergass., 1909. Charlottenburg 5,
Herbartstr. 16.

München , Bäuerische Staat ssammlung für Paläontologie und
historische Geologie , 1905. Neuhauser Str. 51.

München , Generaldirektion der staatl. Berg-, Hütten- und
Salzwerke , 1920. Ludwigstr. 161.

Münker, A., Berging., 1923. Gießen, Frankfurter Str. 45.

Murin an n, A., Marksch., 1920. Hamborn (Rhld.), Duis¬
burger Str. 301.

Musper, F., Dr., Geol., 1921. Indragiri, Taloek, Sumatra.

Nägele, E., Verlagsbuchhandlung, 1905. Stuttgart, Jo-
hanni8Str. 3 a.

Naumann, INI., Dr., 1898. Frankfurt a. M., Kletii*nl>erg-
straße 1 3.

Naumann. Ernst, I)r., Prof., E. Geol., 1K98. Berlin NI,
Invalidenstr. 44.

Naumann, F., BR., 1920. Recklinghausen, Martinistr.il.

Neu borg, A., D., Superintendent, 1925. Meißen (Sa.),
Freiheit. 9.

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238

N e u in a n n - v an Pa d an#, Dr., 1 1)22. Borliu W l'>. Pfalz
bugerrstr. 13.

Neurode bei Breslau , Gewerkschaft Neuroder Kohlen- und
Tonwerke , 1914.

Neuwelzow (Nieder- Lausitz), Eintracht , Braunkohleniverkc
und Brikettf abriken, 1914.

Neu-Weiß stein, Post Altwasser (Schlesien), Verwaltung d.
Steinkohlenbergwerke Gons. Fuchsgrube u. Davidgrube.,
1914.

N i e ho f f , E., Dipl. -Ing., Bergw. Dir., 1920. Frankfurt a. O.,
Gubener Str. 1.

Nicmczyk, 0., Marksch. u. Landmesser, 1920. Beuthen
(O.S.), Hindenburgstr. 16 b.

N i e ts c h , H., Dr., 1921. Berlin W 30, Martin-Luther-
Straße 97.

Nimptsch, W., BR., 1920. Berlin W 30, Luitpoldstr. 12.

Nippert, O., Studienrätin, 1922. Liegnitz, Scheibestr. 26.

Baron Nopcsa, F., Dr., 1903. WienI, Singerstr. 12.

N ö t h , L., cand. geol., 1920. München, Adalbertstr. 35.

Noetling, F., Dr., Hofrat, 1903. Baden-Baden, Bismarck¬
straße 23.

Nowack, E., Dr., 1919. WienI, Burgring7.

N u s s , W., StR., 1920. Senftenberg (N.-L), Dresdener Str. 7.

Oebbeke, K., Dr., Prof., Geh. Hofrat, 1882. München.
Arzisstr. 21.

Oberste Brink, K., Dr., Abt.-Dir., 19 1 2. Gelsenkirchen.
Rhein- Elbe-Str. 62.

O b p a c h e r , H., Dr., 1923. München, Franz-Joseph-Str.14 H.

Oldau , Post Winsen ( Aller), Kaliwerke Prinz Adalbert, .17»*/.-
Ges. in Liqu., 1922.

Olzhauscn, K., Lehrer am Lyzeum, 1920. Salzwedel,
Schäferstegel 35.

Oppenheim, P., Dr., Prof., 1889. Berlin-Lichterfeldc,
Sternstr. 19.

Oppenheimer. J., Dr., Pd., 1920. Brünn (Tschecho¬
slowakei), Schillergasse 10.

Ortmann, P., Dr., Sanitätsrat, 1924. Danzig, Jopen-

gasse 68.

Oe st re ich, Iv., Dr.,

Prof.,

1908.

Utrecht, Catharijne

singel 61.

Pacckelmann, W.,

Dr.,

Geol.,

1914. Berlin N 4, In

validenstr. 44.

Pachr, W., BR., Generaldirektor, 1920. Mengede (Kr.
Dortmund), Zeche A. v. Hansemann.

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239

Panzer, W., Dr., Ass., 1922. Gießen, Geograph. Inst,
d. Univ., Brandplatz.

Partsch, K., Bergass., 1920. Herne (Westf.), Zeche
Shamrock.

Paessler, H., 1920. Dresden-A., Bernhardstr. 17.

Paulcke, W., Dr., Prof., 1901. Karlsruhe, Technische
Hochschule.

Veiskr et schäm (O.S.), Deutsch- Obei' schlesische Bergschul¬
kurse , 1905.

Peltz, W., Markseh. u. Landmesser, 1920. Köln (Rh.),
Neußer Platz 8.

Penck, A., Dr., Prof., Geh. Reg. R., 1878. Berlin NW 7,
Georgenstr. 34-36.

Person, P., Kaufmann, 1901. Hannover, Georgstr. 13.

Petrascheck, W., Dr., Prof., 1901. Leoben (Steier¬
mark), Montanistische Hochschule.

Petri, Th., Bergass. a. D., 1923. Gießen, Ludwigstr. I.

P f a f f , F. W., Dr., L. Geol., 1887. München, Königinstr. 8 III.

Pfaffenberg, Lehrer, 1923. Vorwohlde bei Sulingen,
Hannover.

Pfalz, R., Dr., Geol., 1924. Berlin-! ’harlottenburg, Osna-
brücker Str. 1.

Pfeiffer, H., Dr., Prof., Chemiker, 1920. Charlottenburg,
Rönnestr. 3.

Pfeiffer, W., Dr., StR., 1922. Stuttgart-Ostheim, Teck¬
straße 79.

Pfister, E., Bergw. Dir., 1920. Rossleben a. U.

Philipp, H., Dr., Prof., 1903. Köln (Rh.), Severinswall 38.

Philipp i, H., Dr., Major, 1923. Scheveningen (Holland),
Badhuisweg 94.

Philippson, A., Dr., Prof., Geh. Reg. R., 1892. Bonn,
Königstr. 1.

v. Philipsborn, H., Dr., 1925. Leipzig, Talstr. 38.

Pia, J., Dr., Kustos, Pd., 1921. WienI, Burgring 7.

Picard, E., Dr., Prof., Kustos, 1904. Berlin N 4, Inva-
lidenstr. 44.

Picard, L Dr., 1921. Konstanz (Baden), Bahnhofstr. 12.

Pietzke, H., Lehrer, 1920. Guben, Hohlweg 5.

P i e t z s c h , K., Dr., L. Geol. 1908. Leipzig, Talstr. 35 II.

Pilz, R., Dr., Dipl.-Ing., 1913. Valparaiso (Chile), Casilla276.

Pittsburgh (Penn., U.S.A,). Carnegie Museum , 1911.

Plieninger, F., Dr., Prof., 1891. Hohenheim bei Stutt¬
gart, Landwirtsch. Hochschule.

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240

P 1 o n a i t , C., Chemiker, 1924. Königsberg i. Pr., Tuch*
macherstr. 1.

Pohl, M., Bergass. a. D., Bankdirektor, 1920. Berlin-
Schöneberg, Freiherr- v.-Stein-Str. 5.

Pollack, V., Prof., 1914. Wien III, Barmherzigengasse 18.

Pompeckj, J. F., Dr., Prof., Geh. BR., 1898. Berlin
N 4, Invalidenstr. 43.

Pontoppidan,H., Dr., 1907. Hamburg 5, An der Alster 47.

Popoff, B., Dr., Prof., 1922. Riga, Popoffstr. 8.

Porro, C., Dr., 1895. Mailand, 4 Via Gernuschi.

Porsche, J., Dr., Prof., 1920. Aussig (Böhmen), Anzen-
gruberstr. 2.

Portis, A., l)r., Prof., 1876. Rom, Istituto geologico
universitär io.

P o t o n i e , R., Dr., Ass., Pd., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

P o e t s c h e 1 , E., StR., 1922. Strehlen (Schles.).

Prag , Geologisches Institut der Deutschen Universität , 1911.
II, Weinberggasse 3.

Pratje, O., Dr., Pd., 1919. Königsberg i. Pr., Lange
Reihe 4.

Presse l, K., Dr., Prof., Geh. Baurat., 1907. München, Hei
zogstr. 64 III.

Priehüusser, M., Dr., Prof., 1923. Regensburg, Hoppe¬
straße 1.

Prinz, E., Zivilingenieur, 1916. Berlin-Zehlendorf-Mitte,
Schweitzerstr. 24.

Putsch, A., Dr.-Ing., Bergw. Dir., 1920. Kupferdreh.

Putsch, H., Berging., Bergw. Dir., 1920. Brücherhof bei
Hörde (Westf.), Südstr. 6.

Quantz, H., Prof., StR., 1921. Gronau i. Westf., Moltkestr. f>.

Quelle, O., Dr., Pd., 1903. Bonn, Kurfürstenstr. 66.

Quenstedt, W., Dr., Ass., 1922. Berlin N 4, Invaliden¬
straße 43.

Quentin, E., Betriebsdirektor, 1920. Weidenau (Sieg),
Burgstr. 22.

Quiring, II., Dr., BR., Bez. Geol., 1912. Berlin N 4, In-
validenstr. 44.

R a d o s 1 a w o w , B. M., Dipl. -Berging., Berghauptmann,
1914. Sofia, Boulevard Ferdinand 54.

Rae f ler, F., Dr., Bergass., 1908. Berlin -Wilmersdorf,
Jenaer Str. 7.

Ramann, E., Dr., Prof.. 1898. München, Amalienstr. 52.

Ramdohr, P., Dr., Pd., 1921. Clausthal, Kronenplatz.

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Berlin-Lichter-

241

Range, P., Dr., Geh. BR., Pd., 1905.
felde, Flotowstr. 1 1.

Rassmuss, H., Dr., St. Geol., 1910. Buenos Aires
(Argentinien), B. Mitre 531.

Ra thgen, A., Oberlehrerin, 1924. Hamburg 21, Hof¬
weg 85.

R a t h k e , M., Generaldirektor, 1920. Kassel, Hohenzollern-
straße 82.

Rau, K., Dr., Forstmeister, 1905. Heidenheim a. Brenz.

Rauff, H., Dr., Prof., Geh. BR., 1877. Charlottenburg,
Leibnizstr. 91.

Rebholz, E., Oberlehrer, 1923. Tuttlingen, Neuhauser
Straße 1.

Reck, H., Dr., Ass., 1908. Berlin N 4, Invalidenstr. 43.

Recklinghausen , Staatl. Bergwerksdirektion , 1914.

Reeh, R., Marksch., Bergbauinspektor, 1920. Koblenz-
Neuendorf, Neuendorfer Str. 155.

Reich, H., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Reinheimer, S., Dr., 1921. Pforzheim, Luisenstr. 62.

Reis, O. M., Dr., Oberbergdirektor, 1920. München,
Arzisstr. 4711.

Reiss, P., Marksch., 1920. Rockershausen (Saar), Pro-
vinzialstr. 52.

R e n i s c h , A., StR., 1920. Remscheid, Körnerstr. 12.

R e n z , C., Dr., Prof., 1903. München, Theresienstr. 1 III.

Repatzki, K., Dr., Bergref., Dipl.-Ing., 1923. Breslau 9.
Stemstr. 66.

Rettschlag, W., Studienass., 1920. Bernau (Mark), Bör-
nieker Str. 16.

Reuning, E., Dr., Pd., 1910. Gießen, Ludwigplatz 2.

Reu ss, M., Prof., Wirkl. Geh. OBR., 1920. Berlin-Grune-
wald, Egerstr. 1.

Reuter, F., Bergass., 1920. Berlin W 62, Wittenberg¬
platz 3 a.

Richarz, St., Dr., 1919. Techny (JIl., II. S. A.).

Richter, H., Dr., Ass., 1923. Gießen, Min. -Geol. Inst,
d. Univ.

Richter, M., Dr., Pd., 1922. Bonn, Nußallee 2.

Richter, R., Dr., StR., Pd., 1907. Frankfurt a. M.,
Feldbergstr. 30.

Richter, W., Dr., Direktor, 1922. Neukirch a. d. Katzbach.

Riedel, H., Dr., Studienrätin, 1922. Spremberg (Lausitz),
Bautzener Str. 7.

Zeitschr. d D. Geot. Gos. 1924. 16

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Original from

UNIVERSITY OF MICHIGAN

240

P 1 o n a i t , C., Chemiker, 1924.
macherstr. 1.

Pohl, M., Bergass. a. D.,
Schöneberg, Freiherr- v.-S
Po llack, V., Prof., 1914.

Pompeckj, J. F., D
N 4, Invalidenstr. 43
P o n to p p i (1 a n , H., T
P o p o f f , B., Dr., P
Porro, C., Dr., 1 f
Porsche , J., Di
gruberstr. 2.

Portis, A., T
universitär
Po to n i e , B
Poetsche
Prag, Geol
II, V
P r a t j <

■rsr

idirektor,

.. 1921. London S 23

1910. Mannheim, S. $ 30.
pl. Berging., Bergw. Dir^ Marksch..
Rhld.), IIufstr.20.

Sanitätsrat, 1922. Liegnitz, j>ovestr. 2.
baubefl., 1923. Charlottenburg- 9, Ahorn*

Pr e

r, J., BR.. 1920. Siegen, Sandstr. 69.
irunk, E., Dr., StR., 1921. Nordhausen, Sanger-

4ser Str. 15.

p er, L., Dr., Pd., 1920. Heidelberg, Hauptstr. 52 II.
uscwald, Dr., StR., 1921. Wanne, Kaiser- Wilhelm-
Straße 9.

3 u 1 1 e n , L., Dr., 1907. Utrecht. C. Evertsenstr. 7.

Salomon-Calvi, W., Dr., Prof., Geh. Hofrat, 1891.
Heidelberg, Hauptstr. 52 II.

Salfeld, H., Dr., Prof., 1905. Göttingen, Geolog. Inst
d. Univ.

Salz mann, Dipl. -Berging., 1920. Derichsweiler bei Duveu
(Rhld.).

Samojloff, J., Dr., Prof., 1922. Moskau (Rußld.)^ Po-
trowsko-Rasumovskoje, Landwirtschaftliche AkadeiDie-

Sandberg, C. G. S., Ihr. Dr., 1923. Haarlem (Holl.),
Spruitenboschstr. 18.

Sauer , A., Dr., Prof., 1876. Stuttgart, Sees tr. 124.

Sauer, K., Dr., StR., 1922. Glogau, Friedrichstr. 2.

Sauerbrey, E., Marksch., 1920. Karnap, Ldkr. Essen.

Saul, II., Marksch., 1920. Recklingshausen-Süd (Köa^
Ludwig), König-Ludwig-Str. 158.

Schal la, E., Landmesser u. Marksch., 1920. Hamta/0
(Rhld.), Maxstr. 5.

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W 'gl-HJNIVERSITYOF MICHIGAN

Frankfurt a. M., Born-

Vogtl., Blücherstr. 9.
'emnitz, Hohe Str. 3.
^rgartenstr. 4.
ies AUenberg c s

lidenstr. 44.
sumoffsky

ergass

v. H., Dr., Oberass.,
Gerhardt-Str. 9.

Bergw. Dir., 1920. Sorau (N.-L.), Lo- >

"’olf, O. H., Dr., Pd., 1920. Marburg
Geoi. Institut.

iwy, Marksch., 1920. Beuthen (O.-S.), Rokok,.
grübe.

^ 1 a f k c , 0., Bergass., Reg. R. a. D., 1913. Hannover
. "oltkeplatz 711.

^•agintweit, 0., Dr., Pd., 1907. Berlin-Charlotten-
. ourg, Hardenbergstr. 43.

^ a r b , Bergass. a. D., 1920. Kirchderne, Kr.
Dortmund.

Schleier, 0., Marksch., 1923. Mülheim (Ruhr)-Heissen,
Kruppstr. 68.

8chlei fenbaum, F., Bergass., 1920. Siegen (Westf.),
Wellerbergstr. 7.

Schien zig, J., Dipl.-Ing., Bergw. Dir., 1898. Berlin
NW 52, Kirchstr. 1.

schlitzberger, K., BR., 1920. Goslar (Harz), von
Gamenstr. 1.

schl0ßmacher, K., Dr., Geol., Pd., 1912. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Schm a len b ach, W., Marksch., 1920. Waldenburg
(Schles.), Fürstensteiner Str. 16.

Schm idle, W., Dr., Oberrealschuldirektor, 1909. Kon¬
stanz (Baden), Mainaustr. 19.

Schmidt, Adele, StR., 1924. Liegnitz, Doktorgang 22.
Schmidt, A., Dr., L. Geol., 1905. Stuttgart, Falkertstr. 63.
Schmidt, C., Dr., 1922. Houston (Texas, U. S. A.), 109,
Hawthorne Ave.

16*

Original from

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242

Riedel, L., stud. geol., 1924. Clausthal, Zellbach 63.

Riedl, E., Lehrer, 1911. Elbersberg, Post Pottenstein
(Oberfr.).

Rimann, E., Dr., Prof., 1908. Dresden- A. 24. Kaitzer
Straße 17.

Rinne, F., Dr., Piof., Geh. Reg. R., 1887. Leipzig, Tal
Straße 38.

Rode, K., cand. geol., 1921. Breslau I, Schuhbrücke 38 311

Rödel, H., Dr., OberStR., 1919. Frankfurt a. 0., Sophien¬
straße 12.

Roedel, S., Prof., Oberstudiendirektor, 1919. Fürth
(Bayern), Kaiserstr. 94.

R o h 1 e d e r , H., cand. geol.. 1921. London S E 23. Forest
Hill, 15 Cranston Hill.

Röhr er, F., Dr., Prof., 1910. Mannheim, S. 6, 30.

Roelen, W., Dr., Dipl. Berging., Berg w. Dir., Marksch..
1920. Hamborn (Rhld.), Hufstr.20.

R o s e n o w , Dr., Sanitätsrat, 1922. Liegnitz, Dovestr. *2.

Roethe, 0., Bergbaubefl., 1923. Charlottenburg 9, Ahorn-
ailee 39.

Rothmaler, J., BR., 1920. Siegen, Sandstr. 69.

Rübenstrunk, E., Dr., StR., 1921. Nordhausen, Sanger-
häuser Str. 15.

Rüger, L., Dr., Pd., 1920. Heidelberg, Hauptstr. 52 II.

Rusewald, Dr., StR., 1921. Wanne, Kaiser- Wilhelm-
Straße 9.

Ru t ten. L., Dr., 1907. Utrecht, C. Evertsenstr. 7.

Salomo n-Calvi, W., Dr., Prof., Geh. Hofrat, 1891.
Heidelberg, Hauptstr. 52 II.

Salfeld. H., Dr., Prof., 1905. Göttingen, Geolog. Inst,
d. Univ.

Salz mann, Dipl. -Berging., 1920. Derichsweiler bei Düren
(Rhld.).

Samojloff, J., Dr., Prof., 1922. Moskau (Rußld.), Pe-
tnowsko-Rasumovskoje, Landwirtschaftliche Akademie.

Sandberg, C. G. S., Ihr. Dr., 1923. Haarlem (Holl.),
Spruitenboschstr. 18.

Sauer , A., Dr., Prof., 1876. Stuttgart, Sees tr. 124.

Sauer, K., Dr., StR., 1922. Glogau, Friedrichstr. 2.

Sauerbrey, E., Marksch., 1920. Karnap, Ldkr. Essen.

Saul, II., Marksch., 1920. Reeklingshausen-Süd (König
Ludwig), König-Ludwig-Str. 158.

S c h a 1 1 a , E., Landmesser u. Marksch., 1920. Hamborn
(Rhld.), Maxstr. 5.

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UNIVERSITY OF MICHIGAN

c/j csi

243

Schänder, H., Di\, 1922. Braunschweig, Moltkestr. 10 1.

Scharf, W., Betriebsdirektor, 1920. Benzelrath bei Köln,
Post Frechen.

Scheffer, L. R., Dr.-Ing., Bergass., 1912. Frankfurt a.
M., Wolfsgangstr. 107.

Schehrer, L., Dr., 1923. München, Reichenbachstr. 16 1.

Scheibe, F. A., Dr., Dipl.-Berging., 1923. Bogotä (Ko¬
lumbien), Apartado 305.

Scherber, P., Dr., Geh. Rat, 1925. München 9, Hart-
hausener Str. 117.

Scherkamp, H., Bergass. a. D., 1920. Berlin W 15, Wie¬
land str. 25/26.

Scheu mann, K. H., Dr., Oberass., Pd., 1923. Grimma
(Sa.), Paul- Gerhard t-Str. 9.

ch i e d t , F., Bergw. Dir., 1920. Sorau (N.L.), Logenstr. 2.
chindewolf, O. H., Dr., Pd., 1920. Marburg (Bez.
Kassel), Geol. Institut.

Schiwy, Marksch., 1920. Beuthen (O.-S.), Rokoko¬
grube.

Schlaf ko, O., Bergass., Reg. R. a. D., 1913. Hannover,
Moltkeplatz 7 1 1.

Sch lagi ntwei t, O., Dr., Pd., 1907. Berlind harlotten-
burg, Hardenbergstr. 43.

Schlarb, O., Bergass. a. D., 1920. Kirchderne, Kr.
Dortmund.

Schleier, 0., Marksch., 1923. Mülheim (Ruhr)-Heissen,
Kruppstr. 68.

Schleifenbaum, F., Bergass., 1920. Siegen (WestlV),
Wellerbergstr. 7.

S c h 1 e n z i g , J., Dipl. -Ing., Bergw. Dir., 1898. Berlin
NW 52, Kirchstr. 1.

Schlitzberger, K., BR., 1920. Goslar (Harz), von
Gamenstr. 1.

Schloßmacher, K., Dr., Geol., Pd., 1912. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Schmalenbach, W., Markseh., 1920. Waldenburg
(Schles.), Fürstensteiner Str. 16.

S c h m i d 1 e , W., Dr., Oberrealschuldirektor, 1909. Kon¬
stanz (Baden), Mainaustr. 19.

Schmidt, Adele, StR., 1924. Liegnitz, Doktorgang 22.

Schmidt, A., Dr., L. Geol., 1905. Stuttgart, Falkertstr. 63.

Schmidt, C„ Dr., 1922. Houston (Texas, U.S.A.), 109,
Hawthorne Ave.

16*

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UNIVERSITY OF MICHIGAN

244

Schmidt, H., Dr., Kustos, Pd., 1920. Güttingen, Plank-
straße 6.

Schmidt, H., Marksch., 1920. Witten (Ruhr), Schulstr. 42.

Schmidt, W., Marksch., 1920. Beuthen (O.S.), Eichen¬
dorffstraße 9.

Schmidt, W. E.} Dr., BR., Bez. Geol., 1904. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Schmidtgen, O., Dr., Prof., Museumsdirektor, 1921.
Mainz, Naturhistorisches Museum.

Schmierer, Th., Dr., Prof., BR., Bez. Geol., 1902.
Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Schmitz, W., Marksch., 1920. Rotthausen (Kreis Essen),
Wiehagenstr. 5.

Schnarrenberger, K., Dr., L. Geol., 1904. Freiburg
i. Br., Burgunder Str. 26.

Schneid, Th., Dr., Hauptkonservator, 1921. Bamberg,
Xaturalienkabinett.

Schneider, 0., Dr., Prof., Kustos, 1900. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Schneiderhöhn, H., Dr., Prof., 1911. Aachen, Tech¬
nische Hochschule.

Schnepff, H., BR., 1920. Amberg (Obpf.), Sulzbacher
Straße E. 3/5 1/10.

Schnitt mann, F. X., Dr., Referendar, 1921. Neustadt
(Donau), m. Br. Joseph Schnittmann.

Scholl, 0., Fabrikant, 1922. Siegen (Westf.), Brüokonstr. 2.

Schöndorf, F., Dr., Prof., 1911. Hannover, Theodor¬
straße 3 a.

Schönfeld, G., Lehrer, 1920. Dresden 28, Stollestr. 64.

Schöppe, W., Dr.-Ing., Bergwerksbesitzer, 1907. Wien
VI, Gumpendorfer Str. 8.

Sc horcht, W., Dr., Kustos, 1920. Gotha, In d. Klinge 2.

Schornstein, W., Dipl. -Ing., 1919. Ligurno pr. Gantello
(Como, Italien), Villa Mathilde.

Schott ler, W., Dr., BR., L. Geol., 1899. Darmstadt,
Martinsstr. 79.

Schreiter, R., Dr., Pd., 1912. Freiberg (Sachsen), Post¬
straße 4.

Schriel, W., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 14.

Schroeder, Eckart, Dr., Geol., 1922. Freiburg i. Br.,
Geol. Inst. d. Univ.

Schroeder, Ernst, BR., 1920. Goslar (Harz), Gartenstr. 9.

S chröder, H., Dr., Prof., Geh. BR., Abteilungsdirektor
a, D., 1882. Berlin N 4, (’hausseestr. 105.

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UNIVERSITY OF MICHIGAN

ryj ry: c/j

245

Schroo der, J., Dr., Ass., 1921. München, Neuhauser
Straße 51.

S c h u c h t , F., Dr., Prof., 1901. Berlin N 4, Invalidenstr. 42.

Schuck mann, W., Dr., Geol., 1922. Frankfurt a. M.,
Geol. Inst. d. Univ.

Schuh, F., Dr., Prof., 1911. Rostock, Geol. Inst, der Uni¬
versität.

Schulte, G., Marksch. und Lehrer an der Bergschule,
1921. Bochum, Schillerstr. 37.

Schulte, L., Dr., Prof., L. Geol., 1893. Berlin N 4, In¬
validenstr. 44.

Schultz, W., Dr., Prof., 1920. Kassel- W., Nordhäuser
Straße 151.

Schulz, F., Marksch. u. Landmesser, 1920. Essen, Bis-
marckstr. 117.

Schulz, J., Hauptm. a. D., cand. geol., 1921. Halle a. S.,
Viktor-Scheffel-Str. 13.

Schulz, P., Rektor, 1924. Danzig, Schichaugasse 20.

Schulze, G. A., Dr., 1907. Mexiko D. F., 1 a Calle de
Merida Nr. 6.

Schulze, R., Erster BR., 1920. Weimar, Südstr. 20.

Schumacher, F., Dr.-Ing., Prof., 1920. Freiberg (Sa.),
Bergakademie.

Schumann, G., Dr.-Ing. h. c., Kommerzienrat, Gene¬
raldirektor, 1920. Grube Jlse (Nieder lausitz).

S c h ü n e in a n n , F., OBR., 1905. Zellerfeld (Harz).

Schuster, M., Dr., L. Geol., Pd., 1922. München, Diet-
lindenstr. 7.

Schwanecke, Dr., 1924. Wernigerode a. H., Eisen¬
handlung.

Schwartmann, Marksch., 1918. Watten scheid, Nord¬
straße 90.

Schwartz, F., Bergdirektor, Bergass., 1920, Zwickau
(Sa.), Heinrichstr. 6.

Schwarzmann, M., Dr., Prof., Direktor, 1920. Karls¬
ruhe (Baden), Gartenstr. 19.

c h w i n n e r , R., Dr., Prof., 1923. Graz, Harrachgasse 26 II.
cupin, H., Dr., Prof., 1893. Halle a. S., Mühlweg 48.
e i d 1 , E., Dr., Bergass. a. D., Ministerialrat, 1910.
Berlin W 10, Hildebrandstr. 21.

Seidl, K., BR., 1922. Beuthen (O. S.), Rokokogrube, Post¬
schließfach.

von S e i d 1 i t z , W., Dr., Prof., 1906. Jena, Reichardstieg 4.

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Original from

UNIVERSITY OF MICHIGAN

CC 73 X

246

Seifert, C., Betriebsführer, 1922.. Reichenstein.

Seifert, H., Dr., Ass., 1923. Berlin N 4, Invalidenstr. 43.

Seitz, 0., Dr., Ass., 1919. Berlin N 4, .Invalidenstr. 44.

Semmel, J„ BR., 1910. Gera(Reuß), Moritz-Semmel-Str. 11.

Sethe, E., Bergw. Dir., 1920. Deutsche Kaliwerke, Zweig¬
niederlassung Bern bürg.

Sieb e r , H., Dr., StR., 1908. Bischofswerda (Sa.), Bautzener
Straße 70.

Siegen, Deutsch’ Luxemburgische Bergwerks- und Hütten
Akt. -Ges.: Berg Verwaltung Siegerland % 1923. Häute¬

bachweg.

Siegen, Sieg euer Berg schulverein, 1910.

Sieverts, Hertha, 1923. Berlin- Lankwitz, Lessingstr. 6 a.

Silberg (PostWelschenenncst), Gewerkschaft Grube Glanzen¬
berg, 1914.

Sil v erb erg, P., Dr., Generaldirektor, 1920. Köln (Rh.),
Kaiser- Friedrich-Ufer 55.

Simon, A., Dipl. -Ing., Direktor, 1919. Beuthen (O.-S.),
Eichendorffstr. 7.

Simon, W., stud. geol., 1923. Hamburg 23, Wartenau?.

Simons, H., Dr., Dipl. -Ing., 1910. Düsseldorf, Königstr. 6.

Sobotha, E., Dr., 1924. Minden (Westf.), 6. Pr. Pionicr-
Batl.

S o 1 g e r , F., Dr., Prof., 1900. Berlin W 50, Schaperstr. 10.

Sommer, M., Dr., Studienass., 1920. Marienberg i. Sa.,
Am Bahnhof 4.

Sommer, Ö. W., Marksch., 1923. Berlin-Spandau, Hasen¬
mark 20.

S o m inermeier, L., Dr., 1908. Berlin-Charlottenburg,
Hardenbergstr. 43.

Sondershausen, Gewerkschaft Glückauf , 1920.
o n n e n s c h e i n , E., Bergw. Dir., 1922. Herbede (Ruhr),
oergel, W., Dr., Prof., 1909. Tübingen, Geolog. Institut,
p engl er, E., Dr., Prof., Sekt. Geol., 1923. Wien HI b
Rasumoffskygasse 23.

Spiegel, A., Dr., 1921. Darmstadt, Dieburger Str. 150.

Spitz, W.. Dr., L. Geol., 1907. Freiburg i. Br., Eisenbahn-
Straße 62 a.

Stach, E., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4. Invalidenstr. 44.

Stadler, J., Dr., Geistlicher Rat, Archivar, 1923. Passau.

Stahl, A., Dr., Bergass., 1920. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Stähler, H., Generaldirektor, 1920. Hindenburg (O.-S.),
Donnersmarckhütte.

Stamm, A., Dr., Prof., 1920. Uersfeld, Neumarkt 35.

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UNIVERSITY OF MICHIGAN

247

Stappenbeck, R., Dr., Ingenieurgeolog, 1904. Werder
a. d. H., Kemnitzer Str. 50.

Staesche, K., Dr., 1923. Tübingen, Waldhäuserstr. 10.

Steeger, A., Dr., 1914. Kempen (Rhld), Vorsterstr. 10.

Stein, K., Marksch., 1920. Gelsenkirehen II, Grillostr. 69.

Steiner, Herta, StR., 1924. Königsberg i. Pr., Joachim-
straße 6.

Stein mann, G., Dr., Prof., Geh. BR., 1876. Bonn a. Rh.,
Colmantstr. 20.

S te 1 z n c r , Gertrud, Dr., 1923. Berlin-Halensee, Georg -
Wilhelm-Str. 2.

Stemmer, J., cand. geol., 1925. Tübingen, Geol. Inst. d.
Univ.

Steuer, A., Dr., Prof., OBR., 1892. Darmstadt, Herdweg 110.

Stic ler, K., Dr., 1919. Berlin- Wilmersdorf, Lauenburger
Straße 8.

Stier, J., Dr., Dipl.- Berging., 1922. München, Franz- Josef-
Straße 14.

Stille, H., Dr., Prof., 1898. Göttingen, Herzberger Land¬
straße 55.

Stiny, J., Dr., Prof., 1921. Bruck a. d. M. (Österreich),
Höhere Forstiehranstalt.

Stockfisch, Dr., Chemiker, 1920. Berlin N 4, Invaliden¬
straße 44.

S toi ler. J., Dr., Prof., L. Geol., 1903. Berlin N 4, In¬
valide nstr. 44.

Stolley, E., Dr., Prof., 1890. Braunschweig, Technische
Hochschule.

Storz, M., Dr., Ass., 1922. München, Neuhauser Str. 51.

St rat mann, H., Markseh., 1920. Hamborn (Rhld.), Huf¬
straße 20.

Strem me, H., Dr., Prof., 1904. Danzig-Langfuhr, Techn.
Hochschule.

Strobel, E., cand. geol., 1925. Tübingen, Geol. Inst. d. Univ.

Stromer v. Reichenbaeh, E., Dr., Prof., 1899.
München, Neuhauser Str. 51.

Struck, R., Dr., Prof., 1904. Lübeck, Ratzeburger Allee 14.

S t ü r t z , B., Dr. h. c., 1876. Bonn, Riesstr. 2.

Stuttgart , Wür Herüber gische Geologische Lande sau! nahm e,
1903.

Stuttgart , W ürttember gische Landesanstalt für Erziehung
und Unterricht , 1925. Seidenst r. 47.

Stutzer, O., Dr., Prof., 1904. Freiberg i Sa., Berg¬
akademie, z. Z. Bogota (Kolumbien), Apartaio 437.

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Original from

UNIVERSITY OF MICHIGAN

248

S ü c h t i n g , H., Dr., Prof., 1921. Hann.-Münden, Forst¬
liche Hochschule.

Sundhausen, H., Oberingenieur, 1920. Essen-Bredeney.
Bredeneyer Str. 23.

S u e ß , F. E., Dr., Prof., 1905. Wien I, Landesgerichtsstr. 12.

Tengelmann, E., Generaldirektor, 1920. Essen, Hau¬
mannplatz 7.

Teumer, Th., Oberingenieur, 1922. Grube Jlse (N.-L.).

The es, W., Marksch., 1920. Bottrop, Velsenstr. 21.

Thom, H., verw. Moelier, 1920. Berlin W 9, Königin-
Augusta-Str. 6.

Thomas, E.. Dr., Dipl. -Berging.. 1922. Cannawurf bei Hel¬
drungen (Thür.).

Thometzek, W., Bergw. Dir., 1922. Berlin-Lichterfeide,
Karlstr. 89.

Thost, R., Dr., Verlagsbuchhändler, 1891. Berlin-Licli-
terfcldc-Ost, Wilhelmstr. 27.

Thür ach, H., Dr., BR., L.Geol., 1885. Freiburg i. Br.,
Günterstal, Schauinslandstr. 8.

Tiltnann, N., Dr., Prof., 1907. Bonn, Nußallee 2.

Tod tm an n. Emmy, Dr., 1921. Hamburg 39, Blumen -
Straße 41.

Torley, K., Dr., Sanitätsrat, 1920. Iserlohn.

Tornow, M., Dr., Bergass., 1913. Berlin-Wilmersdorf.
Nestorstr. 54.

Tornquist, A., Dr., Prof., Hofrat, 1891. Graz (österr.).
Gabriel-Seidi-Gas8e 10.

Trainer, M., Erster BR., 1920. Wattenscheid, Wilhelm-
straßeö.

Trefzger, E., cand. geol., 1923. Freiburg i. Br., Gcol.
Inst. d. Univ.

Troll, K., Dr., Ass., 1923. München, Wilhelmstr. 12 II l.

Trösken, W., Marksch., 1920. Disteln, Post Herten
(Westf.), Hertener Str. 350.

Trümpelmann, Dr., Bergass., 1923. Mariadorf bei
Aachen.

Tübingen, Geologisch-Paläontologischcs Institut der Uni¬
versität, 1322.

Tuch, Oberpostrat, 1922. Berlin-Lichterfelde-Ost, Lange
Straße 1.

T u c h e 1 , G., Dipl.-Berging., 1924. Berlin N 65, Seestr. 98

Tyroff, F., Steinbruchbesitzer, 1920. Ileiligenhaus
(Niederrhein).

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249

üdluft, H., Dr., Geol., 1922. Frankfurt a. M., Born¬
wiesenweg 43.

Uhl e mann, A., StR., 1910. Plauen i. Vogtl., Blücherstr. 9.

U h 1 i g , A., Lehrer, 1922. Dresden- Kemnitz, Hohe Str. 3.

Ulrich, A., Dr., 1886. Dresden, Wintergartenstr. 4.

Ünter-Esckbach, Bez. Köln, Akt. -Ges. des Altcnbergcs
(Vieille Montagne, Abt . Bensberg), 1914.

U t e s c h e r , K., Dr., 1924. Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Vacek, M., Dr., Chefgeol., 1882. Wien HE, Rasumoffsky-
gasse 23.

Vater, H., Dr., Prof., Geh. Forstrat, 1886. Tharandt,
Forst- Akademie.

Vogelbeck bei Salzderhelden, Gewerkschaft Siegfried 7,
1922.

Vogt, J. H. L., Dr., Prof., 1891. Trondjem, Norwegen,
Technische Hochschule.

Vollhardt, A., Bergdirektor u. BR., 1920. Lehesten
(Thür.), Staatsschieferbrüche.

Vorbrodt, W., Marksch., 1920. Wanne-Röhlinghausen,
Roonstr. 2.

Wagener, R., Oberlehrer, 1923. Bergedorf bei Hamburg,
Wentorfer Str. 30.

Wagner, G., Dr., Prof., 1923. Nagold, Lehrerseminar.

Wagner, R., Dr., Oberlehrer, 1886. Zwätzen bei Jena,

A ckerbauschule.

Wagner, W., Dr., 1911. Darmstadt, Ecke Grafen- und
Wiesenstr.

Wahl, E., StR., 1921. Hamborn (Rhld.), Realgymnasium,
Meidericher Straße.

Freiherr W a i t z von Eschen, F., Dr., 1902. Kassel,
Opernplatz.

Waldenburg i. Schl., Nieder schlesische Steinkohlen-Bergbau-
Hilfskasse, 1864.

Walger, Dr., StR., Pd., 1923. Darmstadt, Am Krlen-
berg 14.

Walter, W., Berg- u. Verm.-Rat, 1920. Bonn, Bismarck¬
straße 8.

Walther, J., Dr., Prof., Geh. Reg.-R., 1883. Halle a. S.,
Domstr. 5.

Walther, K., Dr., 1902. Montevideo (Uruguay), Camino
Millan 376.

Wann er, J., Dr., Prof., 1907. Bonn, Nußallec 2.

Wasmuth, J., Marksch., 1920. Gelsenkirchen 4, Christinen¬
straße 4.

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260

1 Wattenscheid , Rheinische Stahlwerke, 1914.

Weber, Hans, Di\, StR., 1923. Eisenach, Barfüßer Str. 15

Weber, Heinrich. ORR., 1920. Breslau 18, OBAmt.

Weber, K. A., Dr., Bergass., 1920. Halle (Saale), Rie-
beckplatz 1.

Weber, M., Dr., Prof., 1899, München, Neuhauser Str. 51.

Wedding, F. W., Bergass., 1907. Essen, Ruhrallee 16.

Wedekind, R., Dr., Prof., 1907. Marburg (Laim),
Friedrichplatz 3.

v. Wedelstaedt, L., Bergass., 1923. Berlin NW 40,
Reichsarbeitsministerium.

Weg, M., Buchhandlung u. Antiquariat, 1914. Leipzig,
Königstr. 3.

Wo g , O., 1923. Leipzig, Königstr. 3.

Wegner, Th., Dr., Prof., 1904. Münster i. W., Pferde-
gassc- 3

Wehberg, W., Marksch., 1920. Marten (Kreis Dortmund),
Bahnhof str. 48.

Wcickhardt, R., Obersteiger u. Bureauvorsteher, 1920.
Halle a. S., Wegscheider Str. 7.

Weidmann, C., stud. geol., 1923. Frankfurt a. M..
Bockenheimer Anlage 48.

W eigelt, J., Dr., Prof.. 1919. Halle a. S., Bernburger
Straße 28.

W e i 1 e r , W., Dr., 1923. Worms, Libenauer Str. 48.

Wein, K., Mittelschullehrer, 1922. Nordhausen, Körner¬
straße 13.

Weiner t, E., StR., Prof., Museumsdirektor, 1920. Dort¬
mund, Märkische Str. 60.

Weingardt, W., Marksch., 1920. Luisenthal (Saar),
Park str. 74.

Weingärtner, P. Reginald, M. O. P., 1912. Vechta
(Oldenburg), Missionsschule der Dominikaner.

Weinreich, W., Dr., Bibliothekar, 1923. Frankfurt a.
M.-Eschersheim, Linden-Ring 10.

Weise, E., Prof., 1874. Plauen i. Vogtl.

Weiser, F. M., StR., 1910. Leipzig- Eutritzsch, Delitz-
scher Str. 71.

Weissermel, W., Dr., Prof., L. Geol., 1891. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Weiß, A., Dr., 1895. Hildburghausen, Schloßgasse 9.

Weithofer, Iv. A., Dr., Generaldirektor, 1923. München,
Maxi m ilia.nspla.tz 1 2.

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251

Weiter, O., Di\, Prof., 1907. Bonn, Beringst r. 4.

Wenner, P., Studienass., 1923. Witten, Parkweg.

Wentzel, J., Dr., Realschul-Prof., 1889. Warnsdorf
(Böhmen). 1. Bezirk, Zollstr. 10.

W e n z , W., Dr., StR., 1920. Frankfurt a. M.. Gwinnerstr. 19.

Wepfer, E., Dr., Prof., 1908. Stuttgart, Ulrichstr. 7.

W e r n e r , H., Ersttu’ BR., 1920. Celle, Bahnhofstr. 30 II.

Werth, E., Di'., Prof., Reg. R., 1908. Berlin-Wilmersdorf,
Binger Str. 17.

van Werveke, I,.. Dr., Geh. BR., 1879. Magdeburg,
Kleine Dicsdorfer Str. 10.

Wessi i n g, W., Markseh., 1920. Bork (Kreis Lüding¬
hausen), Selmerstr. 128.

II esteregeln (Be. r. Magdeburg), Consolidierte Alkaliwerke ,
Akt. -Ges. /. Bergbau u. chemische Industrie , 1914.

W e ster m a n n , H., Dr., Bergass. a. D., Generaldirektor,
1920. Kohlscheidt (Kr. Aachen).

Wetzel, W., Dr., Prof., StR., 1910. Kiel, Düppelstr. 71.

Wetzlar , Buderussche Eisenwerke , 1914.

Weyer, G., Dipl. -Berging., Berg w. Dir., 1922. Bitterfeld,
Lindenstr. 2 a.

W ichmann, A., Dr., Prof., 1874. Hamburg 5, Schmi-
linskystr. 19 III.

Wich mann, R., Dr., Geol., 1909. Hamburg 23, Richard¬
straße 88.

Wickum, H., Markseh., 1920. Hamborn (Rhld.), Sophien¬
straße 49.

Widenmcyer, O., Dipl. -Ing., 1906. Buenos Aires, Calle
25 de Mayo 195.

Wiechel t, W., Dipl. -Berging., 1920. Baicoi (Rumänien),
in. B. Societate „Forajul“.

W i c g c r s , F., Dr., Prof., L. Geol., 1896. Berlin N 4, In-
validcnstr. 44.

Wien, TJnircrsifäfs-Bibliothek. 1881.

Wienke, H., Bergass., 1920. Hervest-Dorsten (Westf.),
Halterner Str. 20.

Wilckens, O., Dr., Prof., 1901. Bonn, Scharnhorststr. 4.

Wi Icke ns, R., Dr., StR.. 1909. Hannover. Sallstr. 31.

Wilke, W., Bergass., 1920. Derne (Kreis Dortmund),
Gneisonaustr. 6.

Willert, J., BR., 1920. Hannover, Ferdinandstr. 46.

G illing, II., l)r., Borgass., 1920. Eisern (Kreis Siegen).

Willruth. K., Dr.. Ass., 1919.

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252

Wilser, J., Dr., Piof., 1914. Freiburg i. Br., Landsknecht-
straßc 5.

Winkler-Hermaden, A., Dr., Pd., Sekt. Geol., 1923.
W ien III, Rasumoffskygasse 23 .

Winnacker, E., Bergass., Bergw. Dir., 1920. Marienbad,
Villa Opitz.

Winter, O., Dipl.-Berging., Bergw. Dir., 1920. Brauns¬
dorf, Kr. Querfurt.

Wischniakow, N., Staatsrat, 1876. Heidelberg, Neuen-
heimer Landstr. 36.

Wischnowski, E., Marksch., vereid. Landmesser, 1920.
Beuthen (O.-S.), Hohcnzollerngrube.

Witt mann, H., Lehrer, 1912. Dortmund-Köme, Libori-
straße 33.

Woldstedt, P., Dr., Geol., 1920. Berlin N 4, Invaliden¬
straße 44.

Wolf, B., Dr., Landgerichtsrat. 1923. Charlottenburg 5,
Kuno-Fischer- Platz 1.

von Wolf, H., Dr., Ass., 1924. Innsbruck, Geol. Inst. d.
Univ.

von Wolff, F., Dr., Prof., 1895. Halle a. S., Reichhardt¬
straße 3.

Wolff, W., Dr., Prof., Abteilungsdirektor, 1893. Berlin
N 4, Invalidenstr. 44.

Wolfram, H., Ingenieur, 1921 . Düsseldorf, Kapellstr. 9 B.

Woermann, Stadtschulrat, 1914. Dortmund, Heiliger
Weg 11.

Woeste, A., Bergass., 1920. Phillippstal (Werra).

Wulff, R., Dr., 1921. Aachen, Technische Hochschule.

Wunderlich, E., Dr., Prof., 1917. Stuttgart, Herdweg 5.

Wünschmann, Dr., StR., 1914. Halberstadt, Moltke-
straße 57 H.

Wunstorf, W\, Dr., Prof., L. Geol., 1898. Berlin N 4,
Invalidenstr. 44.

Würfel, A. G., Dr., Schriftleiter, 1920. Köln, Kölnische
Zeitung.

Wurm, A., Dr., Reg. Geol., Pd., 1910. München, Fürsten¬
straße 15 n.

Wurm, C., Marksch., 1920. Heessen bei Hamm (Westf.).

Würzburg , Mineral.-GeoL Institut der Vniversit&iy 1899.

Wüst, E., Dr., Prof., 1901. Kiel, Universität.

Wüstenhagen, K., Di., StR., 1922. Berlin -Pankow,
Brennerstr. 36.

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253

Wy so gor ski, J., Di\, Prof., 1898. Volksdorf bei Ham¬
burg, Diekkamp 35.

W y s s , Th., Dr., Pd., 1924. Danzig-Langfuhr, Technische
Hochschule.

Yakowlew, X., Prof., 1922. Leningrad, Berginstitut.

Zell, M., Generaldirektor, 1920. Halle a. S., Kurallee 18.

Zelter, W., Stadtbaumeister, 1920. Unterbarmen, Hessein-
bergstr. 46.

Zier vogel, W., OBR., 1920. Wernigerode, Böllhasen-
tai 6.

Zimmer, Berginspektor, 1922. Grube Ilse, (N.L.).

Zimmer, W., Bankier, 1920. Lowenberg (Schles.),

Markt 211/212.

Zimmer mann (I), E., Dr., Prof., Geh. BR., L. Geol.,
1882. Berlin N 4, Invaiidenstr. 44.

Zimmermann (II), E., Dr., BR., Bez. Geol., 1909.
Berlin N 4, Invaiidenstr. 44.

Zobel, Rektor, 1910. Berlin-Lichterfelde, Sophienstr. 7.

Zoller, BR., 1915. Berlin N 4, Invaiidenstr. 44.

Zückert, R., Berging., 1923. Leitmeritz (Böhmen),
Marktplatz.

Zunker, F., Dr., Prof., 1924. Breslau 16, Hansastr. 25.

Zwierzycki, J., Dr., Dipl.-Berging., 1914. Bandoeng
(Java), Lambangweg 57.

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er des Oberen Zechstems

\nd stein

f, Berlin. Original from

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■

SEP 2 5 1924

NC£ LlBRAWf

Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft.

(Abhandlungen und Monatsberichte.)

B. Monatsberichte.

Nr. 1-4.

1924.

76. Band.

(Mit 2 Tafeln.)

Berlin 1925.

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart

INHALT. Seite

Protokoll der Sitzung am 9. Januar 1924 . 1

„ „ ' „ „ 6. Februar 1924 . 2

„ „ „ „ b. März 1924 . . . . • . 2

„ 2. April 1924 . 3

Vorträge:

GAGEL, C.: Über den wolhynischen Löß . /, 4

STAPPENBECK, R.: Über Typen andiner Kupferlager¬
stätten (Titel) . 1

KEGEL, W.: Über oolithische Eisenerze im Produktiven

Karbon (Titel) . 2

FULDA, E. : Über die Entmischung der Mutterlaugen vor
Bildung der Kalisalzlagerstätten in der Zechsteinzeit 2, 7
GAGEL, C.: Über den sogen, unteren tonigen Geschiebe¬
mergel von Frankfurt a. 0 . 3, 31

HAACK,H.: Über die nordwestfälisch-lippische Schwelle 3, 33
' BARTLING, R.: Über den Gebirgsbau im westfälisch¬
holländischen Grenzgebiet. (Hierzu Tafel I) . . . . 3, 52
QULRING, H.: Über Wesen und Ursprung der post-
varistischen Tektonik Nordwestdeutschlauds. (Hierzu

Tafel II und 3 Textfiguren) . 3, 62

SEIDL, E.: Die Höttinger Brekzie, die Exotika und andere
Merkwürdigkeiten der nördlichen Kalkalpen (Titel) . 3

JAEKEL, O. : Über die Liparischen Inseln (Titel) ... 4

GRUPE, O. : Bemerkungen zum Vortrage von Herrn Qüirinp 87
Briefliche Mitteilungen:

NAUMANN, E.: Zur Kenntnis der alluvialen und jung-
diluvialen Schotter im mittleren Weser- und Saaletal 89
Neueingänge der Bibliothek . . 96

Go gle

Deutsche Geologische Gesellschaft

Vorstand für das Jahr 1924

Vorsitzender:
Stellvertretende }
Vorsitzende: \
Schatzmeister:
Archivar:

Herr Krusch Schriftführer: Herr Bäbtlino

„ Pompeckj „ LfiüCHS-München

„ Deecke- Freiburg i. Br. „ Solger

„ PlCABD „ MESTWERDT

„ Dienst

Beirat für das Jahr 1924

Die Herren: Broili- München, Buxtorp- Basel, Cloos- Breslau, Erdmanns-
dörffer- Hannover, Fliegel- Berlin, Schumann - Grube Jlse, N.-L., Stremme-
Danzig, SuESS-Wien, Wegner- Münster.

Mitteilungen der Schriftleitung.

Im Interesse des regelmäßigen Erscheinens der Abhandlungen und
Monatsberichte wird um umgehende 'Erledigung aller Korrekturen gebeten.

Im Manuskript sind zu bezeichnen:

Überschriften (halbfett) doppelt unterstrichen,

Lateinische Fossilnamen (kursiv!) durch Schlangenlinie,

Autornamen (Majuskeln) rot unterstrichen,

Wichtige Dinge (gesperrt) schwarz unterstrichen.

- □ -

Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende

Adressen benutzen:

1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an
Herrn Bergrat Prof. Dr. Bartling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128.

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Bergrat
Prof. Dr. IVlestwerdt, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

4. Sonstiger Briefwechsel an den Vorstand der Deutschen Geo¬
logischen Gesellschaft, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard,
Berlin N4, Invalidenstr. 44, einzusenden.

Go gle

Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft.

B. Monatsberichte.

Nr. 1-4

1924.

Protokoll der Sitzuftg am 9. Januar 1924.

Vorsitzender: Herr Krusch.

Der Vorsitzende begrüßt die Gesellschaft zum neuen
Jahr und erwähnt die besondere Lage des Vorstands, dessen
Wahl wegen finanzieller Schwierigkeiten nicht satzungs-
gemäß vollzogen,, worden ist und daher der nachträglichen
Zustimmung der diesjährigen Hauptversammlung bedürfen
wird.

Die Gesellschaft hatte am 1. Januar 1924 eine Mit¬
gliederzahl von 1116 und 7 Ehrenmitgliedern.

Neu aufgenommen werden die Herren:

Herr Dipl. Bergingenieur Tuchel in Charlottenburg;

Herr Studienrat Willi Bothe in Bad Salzuflen;

Herr Dr. Jämcke, Berlin-Dahlem, Kaiser- Wilhelm-In¬
stitut für phys. Chemie.

Nach Vorlage der Eingänge für die Bücherei erteilt
der Vorsitzende das Wort Herrn GAGEL zu dem Vortrag:
«Über den wolhynischen Löß“1).

An der Besprechung beteiligen sich die Herren St appen -
beck, Ginsburg, Wunstorf, Grupe, Krusch, Keilhack
und der Vortragende.

Hierauf spricht Herr STAPPENBECK: „Über Typen
andiner Knpferlagerstätten“2). An der Aussprache nehmen
teil die Herren Berg, Krusch und der Vortragende.

Hierauf wird die Sitzung geschlossen.

v. w. 0.

Solger. Krusch. Dienst.

*) Siehe S. 4.

*) Der Vortrag erscheint in den Abhandlungen.

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Protokoll der Sitzung am 6. Februar 1924.

Vorsitzender: Herr Keusch.

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung mit der Mitteilung,
daß als Mitglied der Gesellschaft vorgeschlagen ist:

Herr Dr. Kurt Utescher, Chemiker an der Geologischen
Landesanstalt in Berlin.

. Der Vorgeschlagene wird aufgenommen.

Die als Geschenk eingegangenen Druckscliriften werden
vorgelegt und vom Vorsitzenden besprochen.

Darauf hält Herr W. KEGEL seinen Vortrag (mit Licht -
bildern) „Über oolithische Eisenerze im Produktiven
Karbon“.

An der Erörterung beteiligen sich die Herren
Pompbckj, W. E. Schmidt, E. Seidl, Hauff, der Vorsitzende
und der Vortragende.

Herr E. FULDA spricht sodann „Über die Entmischung:
der Mutterlaugen vor Bildung der Kalisalzlagerstfttten
in der Zechsteinzeit“1).

An der Besprechung des Vortrags nehmen die Herren
Beyschlag, E. Seidl, Range, Heykes, Pompeckj, Zimmer¬
mann i und der Vortragende teil.

V. W. 0.

Dienst. Keusch. Bartling.

Protokoll der Sitzung am 5. März 1924.
Vorsitzender: Herr Pompeckj.

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und macht Mit¬
teilung von dem Ableben der Herren Crecelius, Dohm,
Höfer, Lori£ und Poöta* Die Anwesenden erheben sich
zu Ehren der Verstorbenen.

Als neue Mitglieder werden aufgenommen:

Herr Dr. Wilhelm Grauch in Basel, Holbeinstr. 71;
Herr Oberingenieur Beil in Königsberg i. Pr., Augusta-
straße 131;

i) Siehe S 7.

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Herr Chemiker C. Plowact in Königsberg i. Pr., Tuch-
mache rstr. 1.

Sodann werden die Neueingänge für die Bibliothek vor¬
gelegt.

Hierauf hält Herr GAGEL einen Vortrag „Über den
sogen, tonigen unteren Geschiebemergel von Frankfurt
a. O.“1).

An der Besprechung beteiligen sich die Herren Keil¬
hack und der Vortragende.

In einer Vortragsgruppe über das Münsterland und
seine Umrahmung sprechen:

Herr HAACK: „Über die nordwestfälisch-lippische
Schwelle“2),

Herr BARTLING: „Über den Gebirgsbau Im west¬
fälisch-holländischen Grenzgebiet“8) und

Herr QUIRING: „Über Wesen und Ursprung der
postvaris tischen Tektonik Nord Westdeutschlands“1).

An der Besprechung beteiligen sich die Herren Grupe,

WüESTOBF, WOLDSTFDT, PABCKELMANN, ME8TWERDT, FLIE-

gel, W EIS8ERM e l, die Vortragenden und der Vorsitzende,
v. w. o.

POMPECKJ MESTWERDT. BARTLING.

Protokoll der Sitzung am 2. April 1924.

Vorsitzender: Herr Krusch.

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung mit Besprechung
der als Geschenk für die Bücherei eingegangenen Druck¬
schriften.

Er erteilt dann das Wort Herrn E. SEIDL zu dem
Vortrag: „Die Höttiqger Brekzie, die Exotika und

andere Merkwürdigkeiten der nördlichen Kalkalpen“.

An der Erörterung beteiligen sich die Herren Michael, P.
G. Krause, Bäbtling, Jaekel und der Vortragende.

l) Siehe S. 31

*) Siehe S. 33.

8) Siehe 3. 52.

*) Siehe S. 62.

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Sodann trägt Herr O. JAEKEL unter Vorlage selbst¬
gemalter Bilder vor „Über die Liparischen Inseln“.

Mit dem Dank der Gesellschaft an die Vortragenden
schließt der Vorsitzende die Sitzung.

v. w. o.

Dienst. Krusch. Bartling.

Vorträge.

Der Löfl in Wolhynien.

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 9. »Januar 1924.)

Von Herrn C. Gagel.

Im Kriege hatte ich Gelegenheit, als Kriegsgeologe
reichlich 100 km frische Schützengrabenprofile im Löß
Wolhyniens zu sehen und genauer zu studieren. Die ein¬
gesammelten Bodenprofile sind dann im Laboratorium der
Pr. Geol. Landesanstalt genau untersucht und ergaben das
Resultat, daß der Löß Wolhyniens mit seiner Schwarz¬
erdrinde nach seiner physikalischen (52 bis 72o/0 „Lößstaub“
von 0,05 bis 0,01 mm Korngröße!) und chemischen Be¬
schaffenheit genau übereinstimmt mit dem mittel- und
westdeutschen' Löß, daß er aber wesentliche Unterschiede
zeigt von (lern Löß der süd- und ostrussischen Tschor-
nosiomgebiete. Nach den in der russischen Literatur ver¬
öffentlichten Analysen des ost- und südrussischen Tscher-
nosiom ist dieser wesentlich tonreicher (Überwiegen der
feinsten Tonbestandteile über die typischen Lößkorngrößen
von 0,05 bis 0,01 mm Korngröße). Dieser typische Löß
mit der üblichen Lößschneckehtauna, liegt nun in dem
ganzen Gebiet südlich einer etwa von Wladimir Wolynsk
nach Osten verlaufenden Linie auf einer Erosionslamdschaft
der. senonen Kreide, teils direkt auf dieser, teils mit
Zwischenlagerung anders ausgebildeter lößai*tiger Sedimente.
Sehr oft liegt unter dem typischen, porösen, ungeschichteten

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Löß ein wesentlich ton- und kreidestaubreicherer, geschich¬
teter, Tester, nicht poröser „Löß" mit Süß wasserfossilien :
Tutkowskis „Seelöß“. Dieser tonige, geschichtete „See¬
löß“ zeigt nach der mechanischen Analyse, daß hier die
feinsten, „tonigen“ Bestandteile unter 0,01 mm (39,6 bis
63° o) den typischen Lößkorngrößen von 0,05 bis 0,01 mm
mindestens gleichkommen oder sie gar noch wesentlich
übertreffen (28,8 bis 44<>/o), er gleicht anscheinend in seiner
physikalischen Zusammensetzung sehr genau dem süd-
und ostrussischen Töchernosiom, und enthält 22 bis 51%
Kalkgehalt.

Zum Teil liegt unter dem (bzw. unten im) typischen
gelben Löß ein sehr kalkreicher, brauner Löß von etwas
anderer physikalischer Beschaffenheit, mit ganz unregel¬
mäßigen, scharfen Grenzen;

An nicht wenigen Stellen liegt unter dem hellgelben,
typischen Löß ein ganz verwitterter, kalkfreier,
brauner, z. T. tiefbrauner bis schwarzbrauner Löß,
eine alte Schwär z er debil düng, die größtenteils
recht genau mit der jungen, oberflächenbildenden Schwarz¬
erderinde übereinstimmt und stellenweise noch auf ver¬
witterten, eisenschüssigen Diluvialsanden draufliegt, z. T.
in Verbindung mit faunaführenden Tonen — es ist ein©
typische Interglazialbildung1)! Bei Wladi¬
mir Wolynsk liegt oben auf dem Windmüh¬
lenberg auf typischem Löß noch eine bis
0,5m mächtige Schicht von diluvialem Ge¬
schiebesand darauf, mit faustgroßen, nor¬
dischen, kristallinen Geschieben! Nach
Norden zu schließt sich ah das typische Lößgebiet ein
Sandergebiet, das stellenweise noch von lößähnlichen, kalk¬
freien Feinsanden bedeckt wird, di© in ihrer physikalischen
und chemischen Beschaffenheit gut mit den Feinsandm
des Fläming und den nordhannoverschen „Flottlehmen“ über¬
einstimmen.

t) Vgl Erläuterungen zu Blatt Langensalza, Lieferung 128 der
Geolog. Karte von Preußen, S. 64 und diese Zeitschr. Bd. L, 1898,
8. 179 — 186. Herr E. Naumann war so liebenswürdig, mich darauf
aufmerksam zu machen, daß das im Centralbl. f. Mineral. 1910, 8. 189,
kurz angeführte Profil am Bahnhof Ossmanstadt (östlich Weimar)
anscheinend genau den Wolhynischen Profilen entspricht. Dort liegt
frischer Löß, z. T. mit einer Lößlehmdecke, auf einem älteren
humosen Lößlehm, der von gelbem Lößlehm und von kalk¬
haltigem Löß unterlagert wird.

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Ebenfalls nördlich von der Grenze des geschlossenen,
typischen Löß, liegen bei Kisielin in der Gegend! der süd¬
lichsten nordischen Grundmoränen unter diesen in 5 bis
6m Tiefe grünlich-weiße und leuchtend- gelbe, kalk¬
freie Feinsande von der typischen Lößstruktur,
die auch in der Körnung sehr genau mit dem echten Löß
übereinstimmen, aber völlig kalkfrei sind. -Es scheinen
ursprüngliche, unveränderte Bildungen zu sein, da
sie mit dem verwitterten Lößlehm gar keine Ähnlich¬
keit zeigen, mit dem typischen jungen Löß aber sonst genau
übereinstimmen !

Die senone .Kreide, . auf der der Löß direkt oder mit
Zwischenlagerung unbedeutender diluvialer Sand- und Ton-
schichten draufliegt, zeigt größtenteils eine sehr auffallende
„Brockenstruktur“, sie besteht aus lauter kleineren und
größeren Brocken mit ganz feinem, kreidigem Bindemittel
und zwar weit südlich von den äußersten südlichsten Grund¬
moränenresten I

Wie diese Brockenstruktur zu erklären ist, ist mir
mangels jeglicher positiver Beweise für die Anwesenheit
und Mitwirkung des nordischen Eises bei der Ausbildung!
dieser Struktur, ganz unerklärlich — es fehlen alle nor¬
dischen Geschiebe darin — ich’ habe eine ähnliche Struktur
nur einmal in den Kreideschollen gesehen, die im’ Diluvium
von Sophiental bei Waren zutage treten.

Auch die Grenze vom Löß oder „tonigen LÖß“ zur Kreide
ist ganz unregelmäßig und sieht oft wie verquetscht und
verknetet aus, ebenfalls weit südlich von allen Moränen¬
resten und ohne daß irgendwelche nordischen Geschiebe
zu beobachten wären.

Die genauere Beschreibung und die Analysen des wo!-’
hynischen Löß sind in einer demnächst im Jahrbuch der
Pr. Geol. Landesanstalt für 1922 Bd. XLI3I, S. 273 bis
322, erscheinenden Arbeit, enthalten! Dort sind auch eine
größere Anzahl chemischer Analysen, sowohl mit Salzsäure
als auch mit konzentrierter Schwefelsäure mitgeteilt, die
den Anteil der tonigen und zeolithischen Bestandteile des
Löß darstellen.

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Studie über die Entstehung der Kalilager-
st&tten des deutschen Zechsteins.

(V ortrag, gehalten in der Sitzung am 6. Februar 1924.)

Von Herrn Ebnst Fulda.

(Mit 4 Textfiguren.)

In zwei Veröffentlichungen habe ich bereits meine
Ansichten über die Entstehung der Zechsteinsalze zum Aus¬
druck gebracht1). Dabei habe ich mich teils auf die An¬
schauungen älterer Autoren gestützt, teils neue Gesichts¬
punkte hervorgehoben, die sich aus einer vergleichenden
stratigraphischen Betrachtung der vorhandenen Aufschlüsse
ergeben.

In der vorliegenden Arbeit, zu der ich mannigfache
Anregungen durch eine im Sommer 1923 ausgeführte Stu¬
dienreise im Südharzkaligebiet erhalten habe, beabsichtige
ich, meine bisherigen Veröffentlichungen durch speziellere
Betrachtungen über die Entstehung der Kalisalzlagerstätten
selbst zu ergänzen. Besonders kommt es mir darauf an;
zur Klärung der immer wieder erörterten Frage der Be¬
ziehungen zwischen Carnallitgestein und Hartsalz beizu¬
tragen. Meine Betrachtungen darüber betreffen besonders
das Ältere Kalilager des Hauptbeckens.

Bisher hat man fast allgemein das Hartsalz als ein
metamorphes Gestein aufgefaßt, während das Car¬
nallitgestein wenigstens, soweit es regelmäßig geschichtet
auftritt, von den meisten Forschern als eine primäre Salz¬
bildung gedeutet wird. Ueber die Um wandlungs Vorgänge
selbst, denen das Hartsalz seine Entstehung verdanken soll,
sind die verschiedenartigstell Ansichten geäußert und zwar
teils vorwiegend auf geologische, teils mehr auf chemische
Untersuchungen aufgebaut worden.

*) Vgl. Fulda: Entstehung und Einteilung der deutschen Kali¬
salzlagerstätten. Z. f. Pr. Geol., 29. Jahrg. 1921, S. 161—166.

— Zur Entstehung der Zechsteinsalze. Z. d. D. G. G., 1923,
Abhandl. S. 1—13.

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Everding2) vertritt die Auffassung, daß zunächst all¬
gemein als Endglied der Eindampfung ein geschichtetes
Carnaliitgestein entstanden sei, das bald nach seiner Ent¬
stehung vor der Bedeckung mit jüngeren Bildungen durch
Auflösung teilweise wieder zerstört worden sei. Aus den dabei
entstandenen Laugen habe sich dann an anderer Stelle Hartsalz
durch erneute Eindampfung gebildet (Deszendentes Hartsalz).

Diese Theorie ist neuerdings allgemein aufgegeben wor¬
den, besonders seitdem durch Schünemann3), Rözsa4) und
Lück5) nachgewiesen wurde, daß das Hartsalz von Staß¬
furt (Berlepschschacht) Steinsalzbänke enthält, die strati¬
graphisch mit -gleichen Bänken im benachbarten Carnallit-
gestern übe reinstimmen. Diese Beobachtung beweist, daß
beide Gesteine gleichzeitig und nicht wie Everding
annahm, nacheinander entstanden sind.

Schünemann und Rözsa sind jedoch beide der Ansicht, .
daß das Hartsaiz kein ursprüngliches, in der Zechsteinzeit
gebildetes Salzgestein sei. Schünemann spricht von einer
sekundären metasomatischen Entziehung von Chlormagne-
siumlaugen bei beginnender Erhebung des ganzen Salzge¬
birges. Bözsa nimmt thermometamorphe Vorgänge an, von
denen weiter unten noch die Rede sein soll.

Van t’Hoff hat nachgewiesen, daß die Paragenese von
Kieserit und Sylvin erst bei Temperaturen von mindestens
72° Celsius möglich ist. Nach seiner Ansicht ist aller¬
dings eine sekundäre Entstehung von Hartsaiz auch bei
tieferen Temperaturen nicty: ausgeschlossen. Wenn z. B.
Wasser von 25° auf ein Gemenge von Carnallit. und Kieserit
einwirke, so werde aus dem ersteren Chlormagnesium leicht
herausgewaschen, der Kieserit aber werde, namentlich
solange noch Chlormagnesium zugegen ist, sehr langsam
angegriffen. Fließe die entstandene Chlormagnesiumiösung
bald wieder ab, so bleibe ein Gemenge von Kieserit und
Sylvin zurück6).

*) Vgl. Beyschlag, Everding: Zur Geologie der deutschen
Zechsteinsalze. 1907.

*) Vgl. F. Schünemann: Untersuchungen auf den Kaliwerken
des Staßfurter Sattels. Z. f. Pr. Geologie, 1913, Bd. 21, S. 205.

4) Vgl. Rösza: Über den organischen Aufbau der Staßfurter
Salzablagerungen. Staßfurt 1912.

6) Vgl. H. Lück: Über den Parallelismus der Hartsalz- und
Carnallitablagerungen im Berlepschbergwerk bei Staßfurt. Kali
1913. H. 3, S. 50.

*) van t’Hoff und Meyerhoffeh: Sitzungsbericht der Aka¬
demie, Berlin 1902, S. 1107.

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Im Sinne van t’Hoffs hat Pbecht7) eine Entstehung
des Hartsalzes aus Carnallitgestein angenommen. Er ver¬
mutet, daß unmittelbar nach der Entstehung des Kalilagers
in seiner ursprünglichen Form als Carnallitgestein infolge
Überflutung mit verdünnten Lösungen stellenweise das Chlor¬
magnesium herausgelöst worden sei. Von dem Mineral Car-
nallit sei dabei Sylvin übrig geblieben. Precht bezeichnet
daher das Hartsalz als eine sekundäre Salzbildung am ur¬
sprünglichen Orte. Dieselbe Auffassung habe ich in meinem
bisherigen Veröffentlichungen vertreten. Ich halte jedoch
jetzt nicht mehr daran fest, wie ich weiter unten noch aus¬
einandersetzen werde.

Im Gegensatz zu Precht nimmt Naumann8) eine Durch¬
tränkung des Kalilagers unter Hartsalzbildung durch Ent¬
ziehung von Chlormagnesium erst zur Zeit tektonischer Be¬
wegungen nach Ablagerung der Triasschichten an.

Erdmann9) neigt dazu, die Hartsalze des Südharz- und
des Werragebiets als ursprüngliche Bildungen aufzufassen,
und scheut sich nicht, für sie eine Bildungstemperatur
über 72° in der Zechsteinzeit selbst anzunehmen.

In neuester Zeit hat die Theorie der thermometa-
morphen Entstehung der Kalisalze viel Anklang gefunden.
Mit dieser Anschauung beschäftigen sich Arbeiten von Ar-
rhbnius, Lachmann, Rinne, Jänecke, Rözsa u. a. Be¬
sonders eingehend hat Jänecke10) sich mit dieser Ent¬
stehungsweise befaßt. Er nimmt an, die Salzausscheidung
zur Zechsteinzeit sei bei einer Temperatur von etwa 15
bis 35° erfolgt. Unter dieser Voraussetzung muß sich
aus einer Lösung, die prozentual dem heutigen Meerwrasser
entspricht, folgende Schichtenfolge auskristallisieren11).

7) Pbecht-Ehrhabdt : Die norddeutsche Kaliindustrie. Staß¬
furt 1907.

*) Naumann : Die Entstehung des konglomeratischen Carnallit*
gesteins und des Hartsalzes sowie die einheitliche Bildung der
deutschen Zechsteinsalzlager ohne Deszendenzperioden. Kali 1913.
H. 4, S. 87.

®) Erdmann: Die Chemie u. Industrie der Kalisalze. Fest¬
schrift 1907.

,ö) Jänecke: Die Entstehung der deutschen Kalisalzlager.
Braunschweig 1915.

u) Nach F. Rinne: Die geothermischen Metamorphosen und
die Dislokationen der deutschen Kalisalzlagerstätten. Fortschr.
d. Min. Krist u. Petr. 6. Bd., 1920, S. 113.

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Kieserit, Carnallit, Bischofit = Biscbofttzone (Schicht E nach
van t Hoff)

Kieserit, Carnallit = Carnallitzone (Schicht D nach van tHoff)
Kieserit, Kainit |

Hexahydrat, Kainit > = Kainitzone (Schicht C „ „ „ )

Reichardtit, Kainit |

Reichardtit, Leonit = Kalimagnesia¬
sulfatzone

Reichardtit l = Kalifreie Magnesia-
Astrakanit f sulfaltzone
Polyhalit — Polyhalitzone ' . 1
Anhydrit = Anhydritzone J . (Schiebt A „ „ „ )

Gips 1 =GiPszone

(Schicht B „

Diese Schichtenfolge soll nach Ansicht der eben ge¬
nannten Forscher später thermometamorph umgewandelt
worden sein, bis sie schließlich den Zustand erreicht habe,
in dem wir die Kalisalzlager heute in unseren Bergwerken
vorfinden. Durch Anhäufung jüngerer Sedimente über der
Zechsteinfonnation sei die Salzlagerstätte in eine geother¬
mische Tiefenstufe geraten, in der wesentlich höhere Tem¬
peraturen auf traten, als zur Bildungszeit der Salze. Die
Folge davon seien Umkristallisationen gewesen, die zumeist
mit Abspaltung von Kristallwasser und Entstehen von
Laugen verknüpft gewesen seien. Nur bei einer Umwand¬
lung des Kainits in der Schicht C in Carnallit sei Laugen¬
zufuhr erforderlich gewesen, die durch Schmelzlaugen der
Schichten D und E erklärt werden könne, welche bei 117°
entstehen müßten;

Die besonders durch das Schmelzen der Schicht E
in großer Menge freiwerdenden Laugen seien im allge¬
meinen durch Klüfte und Sprünge im Gebirge nach oben
weggedrückt worden. Ein Teil dieser Laugen habe jedoch
die Schichten D und C durchtränkt. . Aus diesen Schichten
müsse nun bei späterer Abkühlung Hartsalz entstehen
bei teilweiser Durchtränkung, und Carnallitgestein bei voll¬
ständiger Druchtränkung mit Clilormagnesium enthaltender
Lauge. Mit der im Einzelfall verschieden intensiv wirkenden
Durch tränkung lasse sich jede in der Natur vorkommende
Kombination von Hartsalz und Carnallitgestein erklären.

Da zu diesen Umwandlungen zunächst eine Tempera¬
tur von 117° erforderlich ist (Schmelztemperatur der Schicht
E), wird vermutet, daß die thermometamorphen Vorgänge
in mindestens 3500 m Tiefe eingeleitet worden seien. Das
spätere Wiederauf steigen des Salzgebirges infolge tekto¬
nischer Ursachen habe trotz der eintretenden Abkühlung

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im allgemeinen keine vollständige Rückbildung in die ur¬
sprünglichen Salzgesteine zur Folge gehabt, weil nach Ab¬
pressung der Hauptmasse der Laugen die Salze sich bei
der Abkühlung je nach dem Grade der Durchtränkung
nur noch in Hartsalz oder Garnallitgestein haben verwan¬
deln können.

Diese Theorie ist, soweit sie auf chemischer Grund¬
lage beruht, von Jänecke bis in alle Einzelheiten hinein
durchdacht und, soweit ich das beurteilen kann, einwand¬
frei gestützt worden. Jänecke muß jedoch zu ihrer Be¬
gründung notwendig eine Reihe von geologischen Annah¬
men heranziehen, die meines Erachtens unhaltbar sind.
Wenn dadurch der Theorie eine wesentliche Stütze ent¬
zogen wird, bleibt nichts anderes übrig, als sie vollständig
aufzugeben.

Gegen Jäneckes geologische Annahmen habe ich fol¬
gende Einwendungen zu machen :

1. Eine Sedim'entbildung von mindestens

3500 m Mächtigkeit oberhalb der Zechsteinformation
hat zwar in Norddeutschland zweifellos stattgefunden.
Anders liegen dagegen die Verhältnisse im Bereich
des Südharz- und des Werragebiets. In dieser mittel¬
deutschen Gegend sind die Schichten der Trias

in etwa 1000 m Mächtigkeit und ein . Teil der
Juraformation (Lias bei Eisenach und Gotha) zweifel¬
los zur Ablagerung gekommen. Im übrigen ist dieses
Gebiet während des Mesozoikums wahrscheinlich meistens
Festland gewesen. Die spärlichen Cenomanbildungen des
Ohmgebirges, die auf Keuper transgredieren, stehen dazu
nicht im Widerspruch. Sie deuten vielmehr daraufhin, daß
dort zur Jura- und Unteren Kreidezeit keine und zur
Oberen Kreidezeit nur spärliche Ablagerungen von
Sedimenten erfolgt sind. Es erscheint daher sehr

unwahrscheinlich, daß in Mitteldeutschland jemals eine
3500 m mächtige Sedimentdecke vorhanden gewiesen sein
könnte. Nach Jänecke müßte man daher hier die Schich¬
ten C, D und E in ursprünglicher Ausbildung erwarten.
Tatsächlich sind aber Hartsalze und Carnallitgesteine weit
verbreitet.

2. Das Calciumsulfat, weiches vor der Abscheidung
des Steinsalzes zur Ablagerung gelangte, soll nach Jänecke
in Form von Gips auskristallisiert sein und sich dann erst
später thermometamorph in Anhydrit umgewandeit haben,
und zwar bei einer Temperatur von wenig über 100°. Da-

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bei hal»e sich das Kristallwasser des Gipses als fast reines
Wasser abgeschieden. Dieses Wasser müßte natürlich, wie
auch Jäskckk hervorhebt, benachbarte feste Salze lösen.
Über den Verbleib dieser Lösungen macht JAxecke keine
näheren Angaben. Offenbar denkt er wieder an Weg¬
pressung ins Hangende.

Nach meinen Untersuchungen besteht die Unterlage
des Älteren Steinsalzes im Hauptbecken aus folgenden
Schichten:

Basalanhydrit . . .

Oberer Zechstein

Stinkschiefer .

m ]

Oberer Anhydrit . . .
Ältestes Steinsalz . . .

m 1
m |

‘ Mittlerer Zechstein

Unterer Anhydrit . .

Zechsteinkalk ....

Kupferschiefer

0,4 m

• Unterer Zechstein

Zechsteinkonglomerat . .

m I

■

Es kommen demnach im ganzen 57 m Anhydrit in
Frage, die aus etwa 71 m Gips entstanden sein müßten.
Etwa 14 m Wassersäule müßten nach Auflösung von hangen¬
den Salzen weggepreßt worden sein.

Es ist nicht denkbar, daß ein derartiger geologischer
Vorgang sich ohne sichtbare Spuren vollziehen könnte.
Im hangenden Salz müßten Auslaugungserscheinungen in
irgendeiner Form erkennbar sein, die auch von späteren
tektonischen Vorgängen niemals hätten vollständig ver¬
wischt werden können. Derartige Erscheinungen sind aber
weder beim Kali- noch beim Kupferschieferbergbau außer¬
halb der posthumen Auslaugungsränder jemals gefunden
worden.

Offenbar herrschte schon nach Ablagerung des Zech-
steinkalkes im Zechsteinmeer eine so hohe Temperatur und
so hohe Konzentration an Chlornatrium, daß nur Anhy¬
drit und kein Gips entstehen konnte. In den Schichtenver¬
zeichnissen mancher Bohrungen ist zwar auch im ^littleren
Zechstein an Stellen, wo posthume Umwandlung nicht in
Frage kommt, zuweilen Gips verzeichnet worden. Nach
den Aufschlüssen des Mansfelder Bergbaus kommen im
Mittleren Zechstein schneeweiße alabasterartige Anhydrite
häufig vor. Diese sind offenbar manchmal von den Bohr¬
meistern irrtümlich als Gips bezeichnet worden. In den
tieferen Grubenbauen des Mansfelder Bergbaus ist Gips
im Mittleren Zechstein unbekannt.

Wohl aber kommt primärer Gips im Kupfer-
schiefe r vor. In der Mitte dieses Flözes befindet sich

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eine Sebieferlage, die vom Bergmann als Kammschale be¬
zeichnet wird und sich durch mehrere bis etwa 1 mm starke
Gipsstreifen auszeichnet. Auch in den tiefsten Grubenbauen,
in deren Bereich posthume Umwandlungen ausgeschlossen
sind, bestehen diese dünnen Streifen aus Gips und nicht
aus Anhydrit12). Zur Kupferschieferzeit waren Temperatur
und Konzentration der Lösung offenbar noch nicht zur An¬
hydritbildung ausreichend. Nach der Theorie von Jänecke
wäre das Vorkommen von Gips im Kupferschiefer unmög¬
lich, denn gerade in diesem tiefsten Horizont müßte die
Thermometamorphose am energischsten gewirkt haben. Man
müßte denn die recht willkürliche Annahme machen, daß
im Kupferschiefer im Gegensatz zum Mittleren Zechstein
eine Wegpressung des Kristallwassers bei der Anhydrib-
bildung nicht stattgefunden und deshalb bei späterer Tem¬
peraturabnahme eine Rückbildung in Gips stattgefunden
habe. . .

3. Die Kalisalzgesteine sind in der Regel deutlich
geschichtet. Carnallit oder Sylyinit, Kieserit und Stein¬
salz sind in der Hauptsache als gesonderte, miteinander
Wechsel lagernde Bänke abgeschieden. In Carnallitgesteinen
wird die Schichtung oft undeutlich, weil der Carnallit unter
Einwirkung starken tektonischen Druckes zergrust und
Breccien bildet. Hartsalze und Sylvinite sind dagegen fast
ausnahmslos deutlich geschichtet.

Die Durchtränkungen, die Jänecke annimmt, müßten
nach menschlicher Voraussicht allgemein eine Ver¬
wischung der Schichtfugen zur Folge gehabt ha¬
ben, wie man dies bei der posthumen Kainitbildung auch
allgemein beobachten kann. Insbesondere kann bei dem
Zerfall von Kainit in Kieserit und Sylvin naturgemäß nur
ein inniges Gemenge beider Mineralien, aber keine Ab¬
sonderung in. getrennte Bänkchen eintreten. Jänecke gibt
auch selbst zu, daß Hartsalz, soweit es aus Kainit ent¬
standen sei, kaum geschichtet, sondern nur konglomeratartig
Vorkommen könne.

Die meisten Hartsalzvorkommen umfassen den gesamten
Horizont der theoretischen Schichten C und D nach van
t’Hoff, von denen die kainitische Schicht C die Haupt¬
masse des Kaliums enthält. Für die meisten Hartsalzvor-

12) Herr Schloszmacher hat zahlreiche Proben von Kamin -
schale auch aus den tiefsten Mansfelder Schächten untersucht
und stets Gips gefunden, der stellenweise durch Kupfererz ver¬
drängt worden ist.

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kommen müßte demnach eine Entstehung aus Kainitgestein
und infolgedessen eine konglomeratartige Struktur angenom¬
men werden. Dieses Ergebnis widerspricht den Erscheinun¬
gen der Natur, denn die Hartsalze sind immer deutlich ge¬
schichtet und können daher keine thermometamorpii ver¬
änderten Kainite sein.

4. Nach Ansicht von Jänecke soll vor Ablagerung
des Grauen Salztons eine Schicht E, bestehend aus Bi-
schofit, Carnallit und Kieserit entstanden sein, deren Mäch¬
tigkeit etwa das Doppelte des aus den Schichten C und D
bestehenden Kalilagers l>etragen habe. In 3500 m Tiefe
(bei 117°) sei die Schicht E vollständig im eigenen Kristall¬
wasser geschmolzen, und die entstehende Losung sei, so¬
weit sie nicht in der Abkühlperiode nach dem Aufsteigen
des Salzgebirges zur Umbildung der Schichten C und D
verbraucht wurde, ins Hangende weggepreßt worden.

Man bedenke, daß über dem Älteren Kalilager etwa
60 m Hauptanhydrit (einschließlich des Grauen Salztones)
und etwa 100 m Jüngeres Steinsalz zur Ablagerung ge¬
kommen sind! Darüber folgen 320 m Unterer Buntsand¬
stein, der meist tonig ausgebildet ist. Erst im Mittleren
Buntsandstein begegnen uns grobkörnige Schichten, deren
Porenräume zur Aufnahme von größeren Flüssigkeitsmen¬
gen fähig sind.

Durch dieses Deckgebirge soll außer den 14 m Wasser¬
säule aus dem Mittleren Zechstein noch annähernd 60 m
Laugensäule aus der Schicht E weggepreßt sein. Man sollte
annehmen, daß man die Klüfte im Jüngeren Steinsalz,
die den Weg für diese Laugen gebildet haben sollen, min¬
destens als verheilte Salzspalten noch auffinden müßte. Der¬
artige Spalten im Steinsalz sind jedoch nirgends aufgefunden
worden, obgleich das Jüngere Steinsalz durch zahlreiche
Grubenbaue durchörtert worden ist. Auch sind in den
hangenden Gebirgsschichten (Buntsandstein, Muschelkalk)
niemals Laugenansammlungen angetroffen worden. Die ge¬
ringen, wahrscheinlich posthumen Laugenmengen, die zu¬
weilen im Hauptanhydrit Vorkommen, stehen in keinem
Verhältnis zu dem der Schicht E entsprechenden Laugen¬
quantum.

Man wende nicht ein, die weggepreßten Laugen könn¬
ten ausnahmslos innerhalb der Salzhorste in die Gipshüte
gelangt und von dort durch Solquellen in die oberfläch¬
lichen Wasserläufe geraten sein. Im Südharzgebiet gibt
es weit verbreitete Kalilagerstätten ohne Salzhorstbildung,

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über denen auf viele Quadratkilometer Ausdehnung die
hangenden Schichten (Hauptanhydrit, Jüngeres Steinsalz)
weder tektonisch durchspießt noch ausgelaugt sind. Hier
hätten die weggepreßten Laugen unter allen Umständen
durch das hangende Salzgebirge hindurchwandern müssen.

Schließlich sei darauf hingewiesen, daß das Verschwin¬
den der Schicht E zu umfassenden Einsturzbildungen, be¬
sonders im benachbarten Grauen Salztoii und im Haupt¬
anhydrit hätte führen müssen. Derartige Erscheinungen
sind jedoch nirgends bekannt geworden.

5. Jänecke nimmt an. die Zechsteinsalze seien bei einer
Temperatur von 15 bis 35° Celsius entstanden.
Es muß darauf hingewiesen werden, daß der Dampfdruck
konzentrierter Lösungen sehr gering ist und erst bei höherer
Temperatur einigermaßen ansteigt. Es erscheint daher sehr
zweifelhaft, ob bei einer Temperatur von 35° eine Ein-
dunstung von Mutterlaugen möglich ist. Die Atmosphäre
über den Laugen wird schon bei ganz geringer Feuchtig¬
keitsaufnahme den gleichen Dampfdruck wie die Mutter¬
laugen erreichen, so daß eine weitere Verdunstung und ein
Festwerden der Salze unmöglich wird. Vor allen Dingen
erscheint eine Abscheidung von Bischofit aus einer äußerst
konzentrierten Lösung, die nur noch einen sehr geringen
Dampfdruck haben kann, bei so niedriger Temperatur
außerordentlich unwahrscheinlich.

Die Bildung von Muttefcaugensalzem setzt ein ausge¬
sprochenes Wüstenklima voraus, also eine sehr trockene
Luft bei außerordentlich hoher Temperatur. Lufttempera¬
turen von 50° und mehr sind in den heutigen Wüsten
keine Seltenheit. Die Mutterlaugen können daher infolge
ihrer Fähigkeit, die Wärmestrahlen zu absorbieren und die
Wärme selbst aufzusammeln, sehr wohl Temperaturen über
83° erreicht haben. Trotzdem bleibt es zweifelhaft, ob
auch derartig hohe Temperaturen ausreichen würden, um
den Bischofit zur Erstarrung zu bringen. Viel wahrschein¬
licher ist es, daß der Rest der Mutterlaugen in flüssiger
Form über den Kalisalzen noch vorhanden war, als die
neue Überflutung zur Zeit des Grauen Salztons kam und
sich mit diesen Laugen allmählich vermischte.

Tatsächlich sind Bildungen, die der Schicht E ent¬
sprächen, nirgends bekannt geworden. Wenn die Schicht
E überhaupt niemals existiert hat, wie ich annehmen
möchte, werden natürlich die thermometamorphen Um¬
wandlungen der Schichten C und D unmöglich, soweit

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sie nur mit Hilfe von Schmelzlaugen erklärt werden
können, die aus der Schicht E sich bei 117° abgespaltet
haben sollen.

Auf Grund der fünf Einwände, die ich soeben vom
geologischen Standpunkt aus erhoben habe, möchte ich die
gesamte Theorie der thermometamorphen
Entstehung der deutschen Kalisalzlager¬
stätten ablehnen. Ich will versuchen, eine neue
Theorie aufzustellen, die den Erscheinungen in der Natur
überall Rechnung trägt und mit der chemischen Forschung
nicht in Widerspruch steht. Die chemischen Grund¬
lagen, die uns die Arbeiten von Jänecke gewähren, sollen
mir dabei maßgebend bleiben.

Meine Anschauungen über die Eindunstung des deut¬
schen Zechsteinmeeres habe ich in großen Zügen bereits
in den beiden oben genannten’ Veröffentlichungen aus¬
einandergesetzt. Im Gegensatz zu Ochsenius nehme ich
an, daß die Verbindung mit dem offenen Ozean bereits zu
Beginn der Mittleren Zechsteinzeit verloren gegangen ist
und daß sich schon zu dieser Zeit die eindunstenden
Lösungen auf die tiefsten Stellen des zur Unteren Zech¬
steinzeit bestehenden Meeres zurückzogen, um dort Salz¬
seen zu bilden, deren Spiegel wahrscheinlich ähnlich wie
heute beim Toten Meere weit unter dem damaligen Meeres¬
spiegel lag. Diese Ansicht stütze ich auf die Beobachtung,
daß das Salzprofil im Werrajjfcbiet bereits vom Mittleren
Zechstein ab grundsätzlich von dem des Hauptbeckens ver¬
schieden ist13). Die Salze des Werragebietes müssen wegen
ihrer individuellen Entwicklung in einem vom Hauptbecken
abgetrennfcen Salzsee entstanden sein. Die übereinstimmende
Entwicklung des Unteren Zechsteins beweist jedoch die
Gleichzeitigkeit beider Salzbildungen.

Für die Trennung beider Salzseen muß ein bestimmter
geologischer Vorgang verantwortlich sein. Man könnte an
tektonische Ursachen denken. Näherliegend ist jedoch die
Annahme, daß die Abschnürung des Salzsees im Werragebiet
durch den Rückgang der Lösungen nach den tiefsten Stel¬
len des ehemaligen Zechsteinmeeres erfolgt ist. Untiefen
des ehemal 'ven Meeresbodens sind dabei an die Oberfläche

13) Auf diesen Gesichtspunkt ist Seidl nicht eingegangen,
der einen entgegengesetzten Standpunkt vertritt in: Die geo
logischen Gesetzmäßigkeiten, welche im Hessisch-Thüringischen
(Werra-Fulda) Gebiet für den Zechstein-Kalisalzbergbau maßgebend
sein müssen. Z. Kali 1923.

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getreten und haben isolierte Tiefgebiete vom Hauptbecken
abgetrennt.

Diese Ansicht läßt sich noch dadurch stützen, daß
die Salzlagerstätte des Niederrheins gleichfalls eine indi¬
viduelle Entwicklung zeigt, die sowohl von der des Haupt¬
beckens, als auch von der des Werragebiets grundsätzlich
abweicht. Irn Niederrheingebiet sind ein oder sogar zwei
getrennte Salzseen anzunehmen, die auch dem Oberen Zech¬
stein angehören.

Eine Trennung der Lösungen in einzelnen Salzseen
zur Zeit des Mittleren und Oberen Zechsteins wäre un¬
denkbar, wenn eine Verbindung mit dem offenen Meere
erhalten geblieben wäre. Dann müßte vielmehr in dem
ganzen einheitlichen Verbreitungsgebiet des Unteren Zech¬
steins auch ein annähernd einheitlich aufgebauter Mittlerer
und Oberer Zechstein entstanden sein.

Auf Grund dieser Beobachtungen und Überlegungen
erscheinen mir die Anschauungen von Ochsenius zum
großen Teil nicht mehr haltbar. Besonders die Annahme,
der Barreuschluß sei erst kurz vor der Entstehung des
Älteren Kalilagers erfolgt, nachdem bereits ein Teil der
Mutterlaugen im Unterstrom zum Ozean zurückgeflossen
sei. muß ich ablehneu.

Abgesehen von der ersten allgemeinen Überflutung zur
Zeit des Kupferschiefers hat das Hauptbecken noch zwei
weitere Überflutungen erlebt, die vermutlich als Einbrüche
von Meer wasser über die in der Zwischenzeit landfeste
Niederung (Barre) zwischen Salzsee und Ozean aufzufassen
sind. Die erste dieser beiden Überflutungen bildet den Ab¬
schluß des Mittleren Zechsteins. Sie fand zu einer Zeit
statt, in der die Anhydritabscheidung in der Hauptsache
beendet war und die Bildung des Älteren Steinsalzes nahe
bevorstand.

Die Überflutung, welche die wahrscheinlich ziemlich
hoch gelegenen randlichen Salzseen des Werragebiets und
des Niederrheins nicht erreicht zu haben scheint, bewirkte
im Bereich des Hauptbeckens die Ablagerung des Stink¬
schiefers, der im flachen Meer durch Hauptdolomit
vertreten wird. Beide bestehen aus einem Gemenge von
einem ein wenig dolomitischen Kalk mit klastischem Ma¬
terial. Das Meerwasser strömte vielleicht flußartig in das
tief unter dem Meeresspiegel gelegene Zeehsteinbecken
hinein und hatte dabei Gelegenheit, unterwegs klastisches
Material aufzunehmen.

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Die Stinkschieferüberflutung scheint demnach dem ein¬
dunstenden Hauptbecken große Mengen von C03- Jonen zuge-
führt zu haben, die bei der weiteren Eindunstung als CaC03
abgeschieden wurden. Nach dieser vorübergehenden Unter¬
brechung nahm die Abscheidung der sogenannten Älteren
Salzfolge ihren ungehinderten Fortgang bis zur Bildung des
Älteren Kalilagers.

Alsdann erfolgte offenbar der zweite Meerwasserein¬
bruch, der mit der Bildung des wiederum zum Teil klasti¬
schen Grauen S alz ton s die Jüngere Salzfolge ein¬
leitete.

Ungefähr neun Zehntel der Wassermenge des Haupt¬
beckens mußten verdunsten, ehe die Abscheidung des Äl¬
teren Steinsalzes begann. Während dieser Zeit bildete
sich die An h y d r i t u n t e r l a g e. Offenbar mußte der
Wasserspiegel des Salzsees in der Anhydritperiode erheb¬
lich sinken und gleichzeitig die horizontale Ausdehnung
des Sees überall dort, wo flach geböschte Uferstrecken
Vorlagen, beträchtlich abnehmen. Es entstanden ausge¬
dehnte randliche Anhydritgebiete, die später vom Älteren
Steinsalz nicht liedeckt werden konnten. Ein derartiges
Gebiet scheint z. B! östlich der Linie Halle — Eckartsberga
vorhanden zu sein.

Erst als die Wassermenge bis auf annähernd ein Hun¬
dertstel eingedunstet, war, begann das Festwerden der M u t -
terla ugen salze, nachdem sich vorher die Hauptmasse
des Chlornatriums als Älteres Steinsalz abgelagert hatte.

Die Eindunstung setzt eine intensive Sonnenbestrahlung
voraus, wie wir sic in Wüstengegenden auch heute noch
kennen. Ferner muß über dem Salzsee eine ziemlich
trockene Luft vorhanden sein, die das verdunstende Wasser
begierig auf saugt. Unter dem Einfluß eines kontinentalen
tropischen Klimas mit einem dauernden barometrischen
Hochdruckgebiet strömt diese mit Wasser des Salzsees
beladene Luft Tiefdruckgebieten zu, in denen sie ihre
Feuchtigkeit als Regen abgibt.

Die Sonnenstrahlen dringen ziemlich ungehindert durch
die Lufthülle der Erde hindurch. Sie vermögen jedoch
nicht sehr tief in das Wasser eines Seebeckens einzudringen.
Bereits im obersten Meter des Wassers wird die Haupt¬
menge der Strahlungsenergie als Wärme absorbiert und
bewirkt eine Erhöhung der Temperatur.

Die Temperatursteigerung wird jedoch wesentlich auf-
gehalten durch den Wärmeverbrauch beim Verdunsten des

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Wassers. Je konzentrierter eine Lösung ist, um so ge¬
ringer ist der Dampfdruck und demnach auch ihre Wasser¬
abgabe durch Verdunstung. Umso mehr Wärme steht dann
zur Temperatursteigerung zur Verfügung.

ln einem Salzsee, der keine nennenswerten Süßwasser-
zuflüsse hat, tritt infolge der Verdunstung in der obersten
Wasserschicht eine Konzentration der Lösung ein. Da da¬
bei gleichzeitig die Dichte der Lösung zunimmt, so muß
sie zu Boden sinken. Es entstehen demnach Vertikal¬
st r ö m u n g e n , die verursachen, daß die Dichte der
Lösung nach unten hin allmählich zunimmt.

Ist für. eine Komponente der Lösung völlige Sättigung
erreicht, dann bilden sich Kristalle, die zunächst langsam
mit dem Wachsen zu größeren Individuen allmählich schnel¬
ler zu Boden sinken und sich dort ablagern.

Neben diesen Vertikal Strömungen müssen jedoch auch
Horizontalström ungen entstehen, wie folgende
Überlegung zeigt (vgl. Figur 1).

Zie/es SeegeÖA et

langsame (///U Xontenfrvfion

Fig. 1.

Wärmezufuhr durch Sonnenbestrahlung proportionai der Cberf Zäche

N. / eugenspieget zu Beginn der Oöeren Zechsfeinzejt

_ **— BucAstrofl} tocMer loiungen

t Zaches Seegebiet ''NN,

ScX’feBe fr^ar/nvng und /<w/«/vAw Abf'u/3 scb*t."er lösiujgtr»^^

Die Wärmezufuhr durch die Sonnenbestrahlung ist im
allgemeinen proportional der Oberfläche des Sees. Die
Lösung über einem flachen Teil des Sees erhält demnach
ebenso viele Wärmeeinheiten in der Zeiteinheit wie die
Lösung im Bereich eines tiefen Teiles. Die Lösungsmenge
ist aber im flachen Seegebiet wesentlich geringer. Die
Temperatursteigerung und die Zunahme der Konzentration,
die sich durch die eben erwähnten Vertikalströmungen bis
zum Seeboden hin annähernd ausgleichen, müssen im flachen
Seegebiet wesentlich schneller erfolgen, da dieselbe Wärme¬
menge auf eine geringere Lösungsmenge einwirkt, als im
tiefen Seegebiet. Solange eine vollständige Sättigung noch
nicht erreicht ist, müssen die dichteren Lösungen des Flach¬
gebietes am Seegrunde in das Tiefgebiet abfließen und
einen umgekehrten Rückstrom leichterer Lösungen an der
Oberfläche verursachen.

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Die Slröinungsvorgängc wirken auf eine Homogenität
der Lösung im ganzen Seebecken hin. Diese Homogenität
wird aber dauernd gestört durch die von der See tiefe
abhängige ungleiche Wärmezufuhr, auf die Raumein¬
heit der Lösung bezogen. Die Strömung selbst kann
daher nicht zur Ruhe kommen. Sie dauerte also auch
während der Abscheidung des Älteren Steinsalzes an.

Offenbar fand innerhalb des Hauptbeckens insofern
bis zu einem gewissen G-rade ein Ausgleich statt, als die
Oberfläche des Älteren Steinsalzes ohne Rücksicht auf die
ehemalige Seetiefe eine annähernd horizontale Fläche bildete
zur Zeit, als die Mutterlaugen allein noch flüssig waren.
Die Mächtigkeit des Älteren Steinsalzes läßt daher bis zu
einem gewissen Grade einen Schluß auf die ursprüngliche
Tiefe des Hauptbeckens an jeder einzelnen Stelle zu. Ins¬
besondere kann man behaupten, daß das Gebiet westlich
der Linie Nordhausen — Heringen— Hachelbich (Südharzkali¬
gebiet) ein flacher Teil des Hauptbeckens gewesen ist,
da hier die Mächtigkeit des Älteren Steinsalzes 50 m iin
allgemeinen nicht übersteigt.

Eine Störung der Homogenität der Lösungen infolge der
geschilderten Strömungsvorgänge machte sich wahrschein¬
lich in erster Linie innerhalb der zuletzt übrig gebliebenen
’ Mutterlaugen bemerkbar.

Die innere Reibung einer Lösung wächst mit der An¬
zahl der gelösten Moleküle, sie nimmt meist ab bei Er¬
höhung der Temperatur. Die Mutterlaugen hatten wegen
der großen. Menge an gelösten Bestandteilen offenbar eine
beträchtliche innere Reibung im Vergleich zum reinen
Wasser. Sie waren also bis zu einem gewissen
Grade dickflüssig.

Die Mutterlaugen enthielten in der Hauptsache folgende
Bestandteile :

Anionen: Kationen:

Na CI

K SOt

Mg
Ca

Die Salze, welche diese Ionen in der gemeinsamen
Lösung bilden, haben voneinander abweichende innere
Reibungen, da sie sich in verschiedener Menge im gleichen
Quantum Wasser lösen. Das verhältnismäßig schwer lös¬
liche Chlornatrium ist in gesättigter Lösung dünnflüssiger

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als das leichter lösliche Chlormagnesium. Es bestehen
Unterschiede in der Viskosität, die leider noch nicht zah¬
lenmäßig ermittelt worden sind.

Solche Unterschiede in der Viskosität bewirken unter
dem Einfluß der oben geschilderten Strömungsvorgänge bis
zu einem gewissen Grade eine Entmischung der
Mutterlaugen. Dickflüssige Lösungen bewegen sich
unter dem Einfluß derselben Kräfte langsamer vorwärts als
dünnflüssige. Die Homogenität der Lösungen muß daher
in der Strömungsrichtung eine Störung erleiden. An¬
reicherungen und Verarmungen an einem Lösungsgenossen
müssen entstehen, den Schlierenbildungen im Eruptivge¬
stein vergleichbar.

Infolge dieser Erscheinungen lassen sich sowohl re¬
gionale als auch lokale Entmischungen fest¬
stellen. Es gibt ganze Kalisalzbezirke mit abweichendem
chemischen Inhalt und innerhalb der Bezirke wieder Zonen
von verschiedenem Aufbau.

Ein regionaler Gegensatz besteht zwischen der Kali¬
salzlagerstätte des Südharzbezirks und derjenigen von Staß¬
furt (Magdeburg — Halberstädter Mulde). Im Südharzge¬
biet finden wir einen ausgesprochenen Mangel an Mag¬
nesium und dafür einen Reichtum an Kalzium und
S04. Das vorwiegende Gestein ist anhydritisches Hartsalz.
Soweit Magnesium vorhanden ist, befindet es sich in an-
hydritischem Carnallitgestein. Ivieserit kommt nur sehr
spärlich vor, da zur Bindung von S04 genügend Kalzium
zur Verfügung stand.

Im Staßfurter Bezirk ist dagegen alles Kalzium bereits
zur Zeit des Älteren Steinsalzes verbraucht worden. Mag¬
nesium war reichlich vorhanden. Das Hauptgestein ist
daher kieseritisches (ärnallitgestein. An wenigen Stellen
ist aus besonders kaliumreicher Lösung statt dessen kiese¬
ritisches Hartsalz entstanden. Diese räumlich begrenzten
Vorkommen sind offenbar als kaliumreiche Schlieren im
normalen Carnallitgestein aufzufassen (lokale Entmischung).

Die große Mächtigkeit des Älteren Steinsalzes im Staß¬
furter Bezirk läßt vermuten, daß dort ein tiefer Teil des
Haupt.beckens gelegen hat im Gegensatz zu dem flachen
Randgebiet am Südharz.

Es ist vielleicht zu vermuten, daß die Steinsalzunter¬
lage vor Beginn der Mutterlaugenverfestigung nicht ganz
horizontal war, sondern nach den stärker durchwärmten
Rändern des Beckens zu etwas anstieg. (Vgl. Figur 2.)

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Unter dem Einfluß der Schwerkraft haben sich dann beson¬
ders die schweren, Magnesium enthaltenden Lösungen in
der Mitte des Beckens an seiner tiefsten Stelle angesammelt.
Durch den oberflächlichen Rückstrom wurden dünnflüssige
Bestandteile (CaCL, S04) nach den Randgebieten ver¬
frachtet. Bis in die äußersten Winkel des Beckens konnten
auch die kaliumreichen Lösungen nicht Vordringen. Wir
finden deshalb dort im Horizonte der Kalilagerstätte nur
Steinsalz (sogenannte Vertaubungen im Gebiet des Ohm-
gebirges).

Offenbar waren vor Beginn der Abscheidung der Kali¬
salzlagerstätte inhomogene Lösungen vorhanden, die an

jeder einzelnen Stelle des Hauptbeckens verschiedene Zu¬
sammensetzung haben konnten. Man darf daher nicht,
wie Jäneckk es tut, eine Lösung zugrunde legen, die dem
prozentualen Verhältnis des heutigen Meerwassers ent¬
spricht. Auch wenn die ursprüngliche Füllung des Zech¬
steinbeckens in seiner Gesamtheit die gleiche chemische
Beschaffenheit wie das heutige Weltmeer gehabt haben
sollte, würden durch die Entmischung doch überall Lösun¬
gen verschiedener Zusammensetzung entstanden sein.

Jänecke hat eine Kristallisationsbahn a— Z konstruiert,
die für Meerwasserlösung gilt (vgl. Figur 3). In dem
Dreisalzpunkt Z (Bischofit, Carnallit, Kieserit) erstarrt die
Lösung vollständig unter Bildung der Schicht E nach van
t’Hoff.

Im Staßfurter Gebiet haben vermutlich die Ausgangs¬
lösungen bei Beginn der Mutterlaugeneindampfung in der
Nähe der Grenzlinie zwischen Kieserit und Carnallit ge¬
legen. Man könnte z. B. an eine Ausgangslösung y mit der
Kristallisationsbahn y — w denken, wobei w nicht wie Z ein
Erstarrungspunkt ist, sondern einen Zustand bezeichnet,
in dem die noch vorhandene flüssige Lösung den gleichen
Dampfdruck wie die Feuchtigkeit in der darüber lagern¬
den Atmosphäre hat (meteorologischer Gleichgewichts¬
punkt). w ist ein Endpunkt der Kristallisation, der von

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den jeweiligen meteorologischen Verhältnissen wesentlich
abhängig ist. Der Kristall isationsbahn y — w entspricht
ein kieseritisches Carnallitgestein auf kieseritischer Unter-
läge. m

Eine etwas kaliuWreichere Lösung würde vielleicht
nach der Kristallisationsbalm ß — x Kalisalze bilden, , näm¬
lich Hartsalz auf kieseritischer Unterlage. Der Punkt ß
entspricht einer Lösung, die etwa siebenmal so viel Mg

Fig. 3.

als K2 enthält. Trotzdem unterbleibt eine Abscheidung
von Magnesium als Chlorit, solange die Kristallisations¬
bahn das Carnallitfeld nicht erreicht. Die Lösungen, aus
denen Hartsalz entsteht, sind also gar nicht sehr ver¬
schieden von denen, die nur Carnallitgestein bilden. Sie
unterscheiden sich nur durch einen etwas höheren Kalium-
gehalt, stimmen aber beide überein in einem überwiegen¬
den Magnesiumgehalt.

Eine Kristallisationsbahn ß— y scheint zuweilen im
Werragebiet vorzuliegen. Dort findet man sowohl im Oberen

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als auch im Unteren Lager häufiger ein Carnallitgestein
auf Hartsalzunterlage.

Für die Darstellung der Salze des Südharzkaligobietes
ist das JÄXECKEsehe Dreieck in ^er vorliegenden Aus¬
führung nicht recht geeignet. Am*üdharz spielt das Kal¬
zium als vierte Komponente neben K, Mg und SO* eine
wichtige Rolle. Da dort SO* anscheinend bei Gegenwart
von CaCL im Überschuß fast ausschließlich von Ca ge¬
bunden worden ist, tritt es in dem Dreieck der Figur 3.
das nur an Mg und K2 gebundenes SO* berücksichtigt,
nicht in Erscheinung. Die Kristallisationsbahnen würden
daher auf der Dreieckseite K2 — Mg liegen und je nach
dem Kaliumgehalt entweder anhydritisches Hartsalz oder
Carnallitgestein ergeben. Wenn im Laufe der Salzbildung
ein kaliumreicher Zustrom in die eindunstende Lauge ein-
tritt, dann kann die Kriätallisationsbahn auch aus dem
Carnallitgebiet in das Sylvingebiet zurückfallen. Die
häufige Aufeinanderfolge Hartsalz — Carnallitgestein —
Hartsalz im Südharzgebiet kann also zwanglos durch nach¬
träglichen Zustrom von nur wenig kaliumreicheren Lösungen
erklärt werden.

Solche Strömungen setzen natürlich voraus, daß über
dem sich bildenden festen Salz noch eine ziemlich hohe
Lösungssäule vorhanden ist. Tatsächlich müssen wir ja
auch eine Bedeckung mit einer großen liaupt-
s ä c h l i c h C h 1 o r m a g n e s i u m enthaltenden Lau-
genmenge rechnen, die nach Erreichung des meteoro¬
logischen Gleichgewichtspunktes in flüssigem Zustande
bleibt. Neben Chlormagnesium enthielt diese Lösung,
wenigstens in den Randgebieten, vielleicht auch beträcht¬
liche Mengen von Chlorkalzium.

Die Kristallbildung erfolgte vermutlich in der von den
Sonnenstrahlen unmittelbar erreichbaren Oberflächenschieht
der Mutterlaugen. Beim Absinken der Kristalle in die
Tiefe könnten sie mit Laugen anderer Konzentration in
Berührung kommen, wenn die übereinander lagernden Lau¬
genschichten nicht ganz homogen waren. Dadurch können
Korrossionen und metasomatische Umbildungen
der Kristalle während ihrer Ablagerung verursacht worden
sein. Insbesondere können bei vertikal schwankendem Chlor¬
magnesiumgehalt Sylvinkristalle in Carnallit oder umge¬
kehrt umgewandelt worden sein.

Solange die eben abgelagerten Salze noch locker auf
dem Seeboden liegen, sind auch metamorphe Einwirkungen

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von Lösungen denkbar, die infolge von Tiefenströmung die
Lei der ersten Bildung selbst gegenwärtigen Mutterlaugen
ersetzt haben. Offenbar konnte die Mineralbildung durch
gewisse Inhomogenitäten der Mutterlaugen in vertikaler
und horizontaler Richtung in manigfaltigster Weise 1h>
einflußt werden. Diese Einflüsse dauerten aber nur so
lange an, als die flüssige Mutterlauge mit den Kalisalzen
in Berührung blieb.

Infolge der Feuchtigkeit, die von der Atmosphäre über
«lein Hauptbecken aufgenommen wurde, war der Dampf¬
druck der nach den Rändern zu abströmenden Winde viel¬
leicht in den Randgebieten verhältnismäßig hoch. Auch die¬
ser Umstand mag dazu beigetragen haben, daß dort zu¬
nächst das Chlormagnesium und schließlich am äußersten
Rande auch das Chlorkalium immer spärlicher zur Ab¬
scheidung gelangte, um einer reinen Steinsalzbildung als
äußerster Randfazies Platz zu machen.

Das nach Bildung des Älteren Kalilagers noch mit
Mutterlaugen angefüllte Hauptbecken wurde vermutlich von
einem neuen Meereswassereinbruch überflutet, der infolge
eines geologischen Vorgangs über die alte Niederung zwi¬
schen Zechsteinbecken und Ozean seinen Weg nehmen
konnte. Der Laugeninhalt des Hauptbeckens wurde zu¬
nächst so weit verdünnt, daß sich nunmehr wieder Stein¬
salz bei der sogleich einsetzenden neuen Eindunstung ab¬
scheiden mußte. Es bildete sich das bisher wenig beachtete,
aber fast überall vorhandene lrn bis 2 m starke Deckstein¬
salzlager. Durch Zufuhr weiterer Wassermassen trat eine
weitere Verdünnung der Lösungen ein, so daß sich ge¬
wissermaßen als ein weiteres Glied einer rückläufigen
Salzfolge der anhydritische Teil des. Grauen Salztons
abschied, dem bei noch stärkerer Verdünnung klastische
und dolomitische Bildungen (mittlerer und oberer Teil des
Grauen Salztons) mit einer spärlichen Fauna folgten. Mit
dem Hauptanhydrit beginnt dann eine neue Konzentrations¬
periode.

Die Mutterlaugen selbst und der schnelle Absatz des
Becksteinsalzes verhinderten offenbar eine Wiederauflösung
des kurz vorher gebildeten Älteren Kalilagers.

Es fragt sich nun, bei welchen Temperaturen die Kali-
magnesiasalze entstanden sind. Es 'ist zu vermuten, daß
die Temperatur sich steigerte mit der Abnahme des Dampf¬
druckes der Lösungen infolge der zunehmenden Konzentra¬
tion, denn der Wärmeverbrauch für Verdunstung mußte in

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gleichem Maße abnehmen, so daß also entsprechend mehr
Wärme für Temperatursteigerung übrig blieb. Man muß
also eine Salzbildung bei zunehmender Temperatur an-
nehmen.

In der gewöhnlich als Kieseritregion bezeichneten
Unterlage des Älteren Kalilagers kommen nach den Unter¬
suchungen von Rühle14), Beuger15) und Riedel16) zwar
Vanthoffit und Löweit, nicht aber Astrakanit vor. Bei
Temperaturen unter 60° liegt zwischen dem Vanthoffit-
und dem Löweitfeld nach Jänecke ein Astrakanitfeld. Erst
oberhalb 60ü unterbleibt die Entstehung von Astrakanit.
Das Felilen des Astrakanits in den petrographisch ein¬
gehend untersuchten Profilen beweist demnach, daß zur
Zeit der Bildung der Kieseritregion eine Temperatur von
mehr als 60° geherrscht hat.

Rühle hat gleichfalls im Sockel des Älteren Kalilagers
geringe Spuren von K a i n i t gefunden, die an dieser Stelle
nicht als posthume Salze aufgefaßt werden können. Dieses
Vorkommen beweist, daß kurz vor Bildung der Kalilager-
stättc noch Temperaturen unter 83° stellenweise geherrscht
haben, "weil bei höheren Temperaturen Bildung von Kainit
nicht möglich ist.

Die Paragenese von Sylvin mit Kieserit, die im Hart¬
salz weit verbreitet ist, kann nur bei Temperaturen über
72° Grad entstehen. Eine Paragenese von Carnallit mit
Kieserit ist auch bei tieferen Temperaturen möglich, bei
denen jedoch daneben im allgemeinen auch Paragenesen von
Carnallit und Kainit auftreten müßten. Da kainitische Car-
nallitgesteine ganz unbekannt sind, muß man annehmen,
daß auch bei der Bildung der kieseritischen Carnallitgesteine
aus der Mutterlauge vorwiegend Temperaturen über 83° ge¬
herrscht haben.

Wenn man Pol Wanderungen oder Kontinentalver¬
schiebung im Sinne von Wegen er zur Erklärung heran¬
ziehen darf, dann könnte man wohl annehmen, daß Mit¬
teldeutschland zur Zechsteinzeit in einem Wüstengürtel der
heißen Zone gelegen habe. Unter dieser Voraussetzung

14) Rühle, Der Aufbau der Kalisalzlagerstätte des Bern
burger Sattels, insbesondere des „älteren Lagers“ von „Solvay in
Preußen“. Hannöver 1913.

15) Berger, Beitrag zur Kenntnis des Salzgebirges der Ge¬
werkschaft „Einigkeit“ bei Fallersleben. Hannover 1914.

16) Riedel, Chemisch-mineralogisches Profil durch das ältere
Salzgebirge des Berlepschbergwerkes bei Staßfurt. Leipzig 1912-

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sind Temperaturen über 83° in einer Wärme sammelnden
Lösung nichts Unnatürliches.

Ich trage daher keine Bedenken, von den posthumen
Hutbildungen abgesehen alle Kalisaiziagerstätten
des deutschen Zechsteins als ursprüngliche,
bei über 83° entstandene Bildungen anzu¬
sehen.

Für die Wechsellagerung leichter und schwerer lös¬
licher Salze hat man Klimaschwankungen (Sommer und
Winter) verantwortlich machen wollen. Besonders
Rözsa17) neigt dazu, aus der Stratigraphie der Salzschich¬
ten eine vollständige Klimatologie abzuleiten.

In der heißen Zone sind große klimatische Schwankun¬
gen nicht sehr wahrscheinlich. Vorübergehende Abkühlun¬
gen der Lufttemperatur dürften bei der geringen spezifi¬
schen Wärme der Luft im Vergleich zu der großen spezi¬
fischen Wärme der Salzlösungen keinerlei nennenswerten
Einfluß auf die Temperatur des Salzsees gehabt haben.

Die Ausfällung gleichzeitig gelöster Salze in gesonderten
Schichten übereinander ist wahrscheinlich als rhythmische
Fällung infolge periodischer Übersättigung aufzufassen und
1 jedarf zu seiner Erklärung weder einer Temperatur¬
schwankung noch einer periodischen Stbffzufuhr18).

Zum Schluß sei noch auf einige Erscheinungen hinge¬
wiesen, die wahrscheinlich auf lokale Lauge nent-
mischungen zurückzuführen sind. Im Südharzgebiet
liegt zumeist ein deutlich geschichtetes Salzgebirge vor,
dessen Mineralbestand innerhalb der gleichen Schichten
wechselt. Besonders unregelmäßig setzt die Sylvinbei¬
mengung ein, die ziemlich regellos bald in einer tieferen,
bald in einer höheren Bank beginnt (partielle Vertaubung)
oder stellenweise ganz fehlt (vollständige Vertaubung).

Die dickflüssigere Chlorkaliumlösung war vor der Salz¬
bildung offenbar unregelmäßig # in der Gesamtlösung ver¬
teilt. Während die dünnflüssigeren Lösungsgenossen NaCl
und CaSO^ sich in gleichmäßigen durchgehenden Schich¬
ten abgelagert haben, erscheint der Sylvingehalt als Bei¬
mengung einzelner Steinsalzbänke lokal differenziert. Die
Gesamtlösung war also an nebeneinander liegenden Stellen
verschieden weit eingedunstet, so daß sie an einer Stelle

17) Rözsa, Petrogenesis und petroklimatologische Beziehungen
der Salzablagerungen im Tertiär des Oberelsaß. Kali 1920, Heft 4.

18) Fulda und Köhler, Rhythmische Fällungen im Zech¬
steinmeer. Z. Kali 1921, Heft 7.

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rhu* Chlorkalium noch gelöst enthalten konnte, während es
in der Nachbarschaft bereits als festes Salz abgeschieden
wurde. Die Auflagerung des Ilartsalzes auf dem Älteren
Steinsalz erfolgte daher nicht in einer einheitlichen Schicht-
fuge, sondern in unregelmäßig treppenartiger Form. Das
Gemisch von Sylvin und Steinsalz wird in der streichen¬
den Fortsetzung einer Schicht oft durch Steinsalz allein
vertreten.

Ebenso wie »sich Sylvin zu Steinsalz verhält, ver¬
hält sich auch Carnallit zu Sylvin. In der gleichen
Hank kann in streichender Fortsetzung das eine Mineral
durch das andere vertreten werden. Offenbar haben also
auch Mutterlaugen mit einem etwas höheren Chlormagne¬
siumgehalt dicht neben solchen mit weniger Chlormagnesium
vor der Salzbildung existiert.

Zu beachten ist aber, daß niemals Carnallitgestein
unmittelbar in Steinsalz vertaubt. Stets liegt eine Hart¬
salzzone dazwischen. Es fand also eine allmähliche Ab¬
stufung von den dickflüssigsten zu den dünnflüssigsten

_ AnhydnSscTies

- — -Peacstems&fe
Zäfjtydr/fls cfi es r#ar'rsäLL

- ' ' —V.

. . ." Ansuzonfixcfies^^

Sfe/nss/z

Fig. 4.

Laugen statt. Der Übergang von Carnallitgestein in Hart¬
salz ist häufig durch tektonische Vorgänge verwischt, auf
die das Carnallitgestein besonders leicht reagiert. Gut zu
beobachten ist der Übergang in der ungestörten Lagerstätte
des Kaliwerks Volkenroda.

Bemerkenswert ist übrigens, daß an der Grenze zwi¬
schen Hartsalz und sogenanntem vertaubten Steinsalz nicht
etwa eine a 1 1 m ä h 1 i c h e Abnahme des Sylvingehalts
zu beobachten ist. Im Gegenteil ist meist an der Grenz¬
stelle selbst eine Anreicherung von Sylvin im Hartsalz
und von Anhydrit im Steinsalz zu beobachten. Eine Er¬
klärung für diese auffällige Erscheinung ist schwer zu
finden.

Partielle Vertaubungen derselben Art, wie sie im Siid-
harzgebiet Vorkommen, hat SchCnemann19) in der Staß-

1<J) Schün kmanx, a. a. <>. (Anm. 3).

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furter Gegend festgestellt. Sie treten besonders in Wester¬
egeln auf Schacht III dort auf, wo das Carnallitgestem
durch Hartsalz vertreten wird.

Schün emann hat außerdem festgestellt, daß auch im
Hangenden das Kalisalzlager nicht überall mit derselben
Schicht endigt. In der Gegend von Westeregeln liegt
vielmehr noch ein 5 m mächtiges Schichtenpaket über der
obersten bei Staßfurt selbst entwickelten Schicht. Diese
Erscheinung läßt sich zwanglos erklären, wenn man, wie
es oben geschehen ist, eine noch flüssige Laugeuschicht
über dem eben gebildeten Kalisalzlager annimmt. Die Aus¬
kristallisation hat je nach der Zusammensetzung der Lau¬
gen lokal zu verschiedener Zeit den meteorologischen
Gleichgewichtspunkt erreicht. Auf diese Weise ist auch
die Beendigung ebenso wie der Beginn der Kalisalzbildung
unabhängig von der Schichtung.

Ob die gleiche Erscheinung in anderen Gegenden (z.
B. Südharzgebiet) vorkommt, ist noch nicht festgestellt
worden.

Nach den Beobachtungen von Schünemanx scheint
sich das Decksteinsalz gewissermaßen mit einer ganz
schwachen Diskordanz in gleicher Weise über die
Staßfurter und die noch darüber entwickelten Westeregeiner
Schichten des Carnallitgesteins zu legen. Diese Beobach¬
tung stimmt mit meiner Auffassung überein, nach der das
Decksteinsalz aus einer Mischung der noch flüssigen Mut¬
terlauge der Älteren Salzfolge mit dem neuen hereinge¬
brochenen Meerwasser der Jüngeren Salzfolge entstanden
ist. Decksteinsalz und Grauer Salzton bilden zusammen
eine rückläufige Salzfolge zur Zeit der zunehmenden Ver¬
dünnung des Beckeninhalts, auf die dann mit dem Haupt-
anhydiit nach erneutem Barrenschluß die Bildung der
Jüngeren Salzfolge beginnt.

Zusammenfassung.

1. Die besonders von J Anecke entwickelte Theorie
der geothermalen Metamorphose wird auf Grund
von fünf Ein wänden geologischer Natur für die Kalisalz¬
lagerstätten des deutschen Zechsteins abgelehnt.

2. Im Gegensatz zu Ochsenius ist anzynehmen, daß das
Zechsteinbecken bereits zu Beginn der Mittleren Zech¬
steinzeit seine Verbindung mit dem offenen Ozean verloren
hat und daß die Salzlösungen dann infolge der Ein-
dunstung in verschiedenen Tiefgebieten Salzseen gebildet

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haben, die der fortschreitenden Eindunstung entsprechend
auf immer kleineres Gebiet zusammenschrumpften. Aas-
gedehnte Anhydritgebiete traten dabei an die Erdober¬
fläche.

3. Bei der Eindunstung entstanden im Salzsee neben
Vertikal- auch Horizontalström ungen . die
durch die wechselnde Eindunstungsgesohwindigkeit erklär:
werden, welche ihrerseits von der verschiedenen Tiefe
des Salzsees abhängig ist.

4. Da die einzelnen gelösten Bestandteile verschieden»*
Viskosität innerhalb der Gesamtlösung besitzen, verursach¬
ten die Horizontalströinungen eine Entmischung der
Mutterlaugen, die sich z. B. aus der abweichenden
Zusammensetzung des Älteren Kalilagers im Südharzgebiei
erkennen läßt.

5. Infolge der Entmischung konnten im Zechstein-
beckcn gleichzeitig Lösungen nebeneinander existieren, die
bei höherem Kaliumgehalt Hartsalz, bei geringerem
Kaliumgehalt Ca rnallitg estein bilden mußten.

(>. Beide Salzgesteine sind vermutlich bei Tempera¬
turen übe r 83° entstanden.

7. Infolge lokaler Laugenentmischung können Stein¬
salz und Svlvinit oder Sylvinit und Carnallitgestein neben¬
einander in derselben Gesteinsbank sich abgeschieden
haben.

8. Die Hauptmasse der Chlormagnesiumlaugen befand
sich noch in flüssigem Zustand, als der Meerwasser¬
einbruch erfolgte, aus der später die Jüngere Salzfolge
entstand. Aus der verdünnten Mutterlauge entstand zu¬
nächst eine rückläufige Salzfolge: Deckstein¬
salz, Anhydritzone des Grauen Salztons, klastische und
dolomitische Zone des Grauen Salztons.

9. Von den posthumen Salzen abgesehen sind alle
Kalisalzgesteine ursprüngliche Bildungen
der Zechsteinzeit, die keinerlei chemische Umwandlungen
in späterer Zeit erfahren haben.

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• •

Uber die sogenannte untere tonige Grund¬
moräne von Frankfurt a. 0.

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 5. März 1924.)

Von Herrn C. Gagel.

Auf dem Blatt Frankfurt a. 0. der Preuß. Geolog. Karte
ist zwar nicht auf der Karte dargestellt, aber in den Er¬
läuterungen erwähnt, eine nördlich von’ Nuhnen, in ungefähr
W—O- Richtung verlaufende Verwerfung, an der von Norden
her das von einer dünnen Diluvialdecke verhüllte Braun¬
kohlentertiär abschneidet, während südlich von dieser min¬
destens 30 in Sprunghöhe auf weisenden Verwerfung eine
auffallende, sehr tonige Grundmoräne liegt, die auf der
Karte als unterdiluvial dargestellt ist. Es liegt hier der
unlösliche Widerspruch vor, daß in dem versenkten
Gebiet die älteste der vorhandenen Diluvialbildungen
gegen das stehen ge blieb ehe Oberste Diluvium
abstoßen soll.

Der Beweis für das tief unterdiluviale Alter dieser
tonigen Grundmoräne soll darin liegen, daß von Nuhnen, an
nach Osten diese tonige Grundmoräne in allen Frankfurter
Ziegeleien aufgeschlossen ist und daß in der nordöst¬
lichsten dieser Ziegeleien (MENDEsche Ziegelei) diese
tonige Grundmoräne unter einem senr schönen, ausgeprägten
Interglazial (Faulschlammkalk. Torf, Cyprissando usw.)
liegen soll, das naturgemäß letztes Interglazial sein muß.

Eine erneute Begehung all der Frankfurter Ziegelei¬
aufschlüsse aus Anlaß der Kartierung des westlich an¬
stoßenden Blattes Boossen ergab, daß in den meisten
Frankfurter Ziegeleien in der Tat eine sehr tonige, aber
unzweifelhafte Grundmoräne aufgeschlossen ist mit unbe-
zweif eibarer Moränenstruktur, reichlichen Geschieben, e i n -
gekneteten Resten von interglazialem Süß-
w a s s e r k a 1 k und entkalkten, ferretisierten
interglazialen Verwitterungszonen, daß aber
nirgends auf dieser unzweifelhaften Moräne ein Inter-
glazial drauf liegt und daß in der MENDEschen Ziegelei

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wo das sickere lnterglazial draufliegt, dafür aber keine
tonige Moräne, sondern nur ein gepreßter, altdiluvialer
Tonmergel vorhanden ist, in dem nur g a n z v e r e i n z e 1 t e
verdriftete Geschielt enthalten sind, wie sie in den glazi¬
alen Yoldientonen und im Glindower Ton gelegentlich auch
auftreten. In den Nuhnener Ziegeleigruben sieht inan obenein
ganz deutlich, wie der in der Tiefe aufgeschlossene, dort
schön geschichtete und gebänderte altdiluviale Tonmergel
nach oben hin (z. T. allmählich, z. T. abrupt) Moränen¬
struktur annimmt und daß erst über dem Tonmergel in
der Moräne die z. T. recht großen und schön geschliffenen
Geschiebe auftreten.

Es ist offensichtlich, daß in der „aitdiluvialen“ tonigen
Grundmoräne von Frankfurt zwei ganz verschiedene Bil¬
dungen zusammengefaßt sind, ein altdiluvialer Tonmergel
der z. T. stark gepreßt ist und eine aus seiner Aufarbeitung
entstandene Grundmoräne, die z. T. das stellenweise noch
über dem Tonmergel gelegene Interglazial ebenfalls in sich
aufgenommen und verarbeitet hat.

Schlüssig wird der Beweis für die hier gegebene Dar¬
stellung durch die Ergebnisse der Kartierung des westlich
gelegenen Blattes Boossen. Hier erstreckt sich die tonige
Grundmoräne von Osten her bis nach Rosengarten, wo sie
in dem gewaltigen Eisenbahneinschnitt, 'der durch die un¬
geheuren Rutschungen (über 2 Mill. cbm) der letzten 20
Jahre eine gewisse Berühmtheit erlangt hat, auf viele
hundert Meter aufgeschlossen ist und dort das Süßwasser¬
interglazial (Faulschlammkalk, Verwitteruugszonen usw.)
überlagert, unter dem dann im Grunde des Einschnitts
in mächtigen Sätteln die dunklen, altdiluvialen, gepreßten
Tönmergel auftauchen. Dieser Rosengartener Einschnitt
vereinigt also in sich die Aufschlüsse der Mend Eschen
Ziegelei (gepreßte, altdiluviale Tonmergel, von Süßwasser¬
interglazial überlagert) und der Nuhnener Ziegeleien (alt¬
diluviale Tonmergel von toniger Grundmoräne überlagert)
und bringt eine einwandfreie Aufklärung der Sachlage. Zu
allem übrigen erstreckt sich die tonige Grundmoräne auf
Blatt Boossen mit ganz unregelmäßigen (nicht
durch Verwerfungen bedingten) Grenzen bis an die große
im Bogen von N nach SO sich erstreckende Endmoräne, auch
dadurch ihr ganz jungdiluviales Alter beweisend.

Nun — nach dem Nachweis des jungdiluvialen Alters
dieser tonigen Grundmoräne — erklärt sich auch das bis
-dahin ganz unverständliche Verhältnis an der oben erwähnten

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Verwerfung von Nuhnen-Frankfurt; es liegt in dem ver¬
sunkenen Teil eben nicht die älteste, sondern die jüngste
Moräne an (d er Oberfläche und auch 9onst in all den großen
Aufschlüssen und Bohrungen der Frankfurter Gegend ist
diese tonige Moräne niemals unten in einem Profil ge¬
funden — sie liegt eben, wo sie überhaupt vorkommt,
immer obenauf.

Die nordwestfälisch-lippische Schwelle.

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 5. März 1924.)

Von Herrn W. Haack in Berlin.

(Mit 1 Textfigur.)

Das nordwestfälisch-lippische Bergland1) wird im Süden
von den durchweg steilgestellfcen bis überkippten Oberkreide¬
schichten des Osnings begrenzt, die zugleich den aufge¬
richteten Rand des tiefer gelegenen und ebenen Münster-
schen Beckens darstellen, im Norden aber von den Jura¬
schichten des Weser- Wiehengebirges, die mit flacherem Ein¬
fällen entgegengesetzt, also nach Norden zu unter die schon
im norddeutschen Flachland liegenden Kreideschichten
untertauchen, während im höher gelegenen hügeligen
Zwischengebiet hauptsächlich Trias und Lias sich aus¬
breiten-). So erscheint das Gebiet heute als Schwelle
zwischen zwei Ebenen. Der geschilderte Aufbau führte
zunächst zu 'der Ansicht, daß man es in dem ganzen breiten
herzynischen Streifen mit einem großen Sattel zu tun habe,
also mit einem einheitlichen Gebilde, wie dies v. Koenen
1885 (22, S. 80 und 81), O. Tietze 1909 (47, S. 307) und
noch 1910 R. Lepsius (27, S. 410) aussprachen, oder mit

0 Tu. Wegxeb (48, S. 250) braucht den Ausdruck „nord-
westfälisch-lippisches“ Senkungsfeld für das zwischen
Osning und Piesberg-Pvrmonter Achse, seinen cheruskischen Achsen,
gelegene Gebiet.

*) Die östliche Grenze des behandelten Gebiets würde etwa
die Linie Horn— Pyrmont— Hessisch-Oldendorf sein, da an diesen
Punkten die herzynischen Hauptlinien aufhören bzw. in mehr
nord-südlich gerichtete übergehen, die westliche durch die Endi¬
gungen der beiden Kämme bei Bevergern und Üffeln gehen.

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einem Horst bzw. Doppelhorst, wie E. Süess wollte (46
III, 2. S. 34). Nachdem aber Stille erkannt hatte, daß der
schmale Osning für sich allein schon als Sattel aufzufasseo
sei und später Haarmann die weiter nördlich verlaufende
Piesberg-Achse verfolgt hatte, die nach Osten zu ihre Fort¬
setzung in der Pyrmonter Achse findet, wurde der so scharf
ausgeprägte lange Kamm des Weser- Wiehengebirges zu einer
bloßen durch die Widerstandsfähigkeit der Weiß juraschich¬
ten bedingten Schichtstufe auf dem Nordflügel der Piesberg-
Pyrmonter Achse3). (Stille, 42, S. 231.) Daß aber die
Lage des Jurakammes nicht alleine hierauf zurückführen
ist, sondern noch tiefere Ursachen zugrunde liegen müssen,
zeigt sich schon bei näherer Betrachtung der Verwandt¬
schaft, die zwischen ihm und der Plänerkette besteht:
Beide streichen unbekümmert um den höchst mannigfaltigen
Bau des Zwischengeländes auf sehr lange Strecken äußerst
ruhig dahin und würden, wenn man nur sie kennte, jenen
schnellen Wechsel gar nicht ahnen lassen. Sie sind auch
beide fast ganz einseitig 'gebaut, bei beiden sind nach außen
hin auffällig kurze Sättel vorgelagert, so am Osning der
„Kleine Berg“ bei Kothen fehle, am Weser- Wiehengebirge
die „Limberg-Achse“ und der Sattel zwischen Engter und
Venne.

Betrachten wir zum erstgenannten Punkt, der Unbe¬
rührtheit der beiden Kämme, z. B. den westlichen Teil
des Osninps etwa von Hilter ab, so finden wir auf dem
„Nordflügel“ ganz gegen die Regel, nach der hier nämlich
flachlagernde Trias auf treten müßte, zunächst ein im großen
und ganzen muldenförmig gebautes Gebiet aus Wealden
und marinem Neokom (Borgloh-Oeseder Wealdenmulde und

3) Die Piesberg-Achse und die Pyrmonter bilden offenbar
ein Ganzes trotz der Unterbrechung durch das von Naumann
und Mestwebdt (33) geschilderte, sehr verwickelt gebaute Berg¬
land zwischen Vlotho und Lemgo. Ich sehe in jenem Zwischen¬
stück nur eine Beeinflussung durch dieselbe sehr lange nord-süd¬
liche Störungszone, welche sich von der hessischen Senke, ja vom
Vogelsberg her längs der Germeter Achse und dem Eggegebirge bis
nach Lemgo verfolgen läßt und ein Gegenstück bildet zur rheini¬
schen, über Göttingen ziehenden Störungszone, in der nur die .He¬
bungsachsen gegenüber den Gräben zurücktreten. Alle diese Dinge
sind wohl am besten zu ersehen aus der neuen von Stille be¬
arbeiteten „Uebersichtskarte der saxonischen Gebirgsbildung" (44),
in der nur leider der westlichste Teil, die Gegend von Ibbenbüren,
fehlt und bei Osnabrück zwischen die Holter Achse und die
Hase eine der ersteren gleichwertige Achse, die „Sandforter
Achse“, noch einzuschieben ist.

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Dörenberggruppe), an deren Stelle aber bei Hagen plötz¬
lich einen in sich stark gestörten Sattel aus Karbon und Zejch-
stein, den Hüggel. Dabei ist an den Kreidekämmen, insbe¬
sondere an denen des Pläners, trotzdem keine irgendwie
nennenswerte Querstörung zu erkennen. Weiter nach Westen
folgt dann ein aus Jura- und Trias-Schollen aufgebajutes
Gelände, das plötzlich abgelöst wird durch die horstartige
Karbonscholle der Ibbenbürener Bergplatte, wiederum ohne
daß an der Plänerkette auch nur die geringste Beeinflussung}
zu bemerken wäre. Die beiden „Flügel“ des Osnings zeigen
also eine staunenswerte Unabhängigkeit gegen einander. Am
Weser- Wiehengebirge sehen wir den allerdings gemilderten
Gegensatz gut ausgeprägt, einmal in der Gegend der Porta,
wo der sehr gleichmäßig streichenden Jurakette das oben
erwähnte stark zerstückelte nordlippische Bergland, frei¬
lich in größerer Entfernung, gegenübersteht und dann wieder
im Westen bei Osnabrück, wo der Karbonsattel des Pies-
berges aus einer gestörten Triaslandschaft auf taucht.

Die altangelegten Linien des Osnings und
Weser- Wiehengebirges.

Wenn auch beim Osning ein Teil der Verschiedenheiten
zwischen den beiden Flügeln auf präkretazische Gebirgs-
bildungsbewegungen zurückzuführen ist, so sehe ich den
Hauptgrund für jene darin, daß die gleichmäßig fortstreichen¬
de Linie schon früh für ihre Rolle vorbestimmt war und
die postturonen Bewegungen zwangsläufig ihr folgten.

Bisher wird angenommen, daß die Ablagerungen der
Oberen Kreide ebenso wie die der Unteren über die heutige
Schwelle hinübergegriffen haben und später wieder ab¬
getragen seien, obwohl man heute auf ihr keine Spur der
e röteren mehr findet. In der Tat wäre das angesichts der
sehr bedeutenden Abtragungen, die wir in anderen Fällen
in Deutschland annehmen müssen, wie z. B. der des Lias
in Mitteldeutschland und des Cenomans zwischen mittlerem
beinetal und dem südlichen Harzvorland(Ohmgebirge), ja
zunächst nicht allzu merkwürdig, und man kann wohl von
vornherein einen gewissen Betrag ruhig zugeben. Dann
ist aber auf keinen Fall die volle Mächtigkeit des nördlichen
Münsterlandes vorhanden gewesen, die sich im Westen auf
etwa 2500 m beläuft (das Tief bohr loch Saerbeck hat mit
beinahe 1400 m Teufe sogar noch nicht einmal Senon und
Emscher durchsunken). Erst recht nicht kann die Mächtig-

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— . 36

keit noch, zugenommen haben, wie man zunächst aus ihrem
ständigen Wachsen von Süden, von der rheinischen Masse
her, folgern könnte. Wenn auch im Emscher und Senon
weiche Gesteine vorherrschen, so sind zudem in Cenoman
und Turon mächtige Serien harter Kalke entwickelt, die
nicht so leicht abgetragen werden konnten. Um so auf¬
fallender ist ferner die völlige Abwesenheit der Oberkreide
im Gegensatz zu solchen der Unteren Kreide (auf der nörd¬
lichen Seite des Hüggel), als wir doch mit erheblichen post-
turonen orogenetischen Bewegungen rechnen müssen, die
leicht zur schützenden Versenkung kleinerer Partien hätten
führen können. Es kommt schließlich folgendes hinzu: Schon
in den schönen oberoligocänen Konglomeraten der Gegend
von Osnabrück, in denen andere Kalke, z. B. aus dem Muschel¬
kalk, gar nicht selten sind, sucht man vergeblich nach
solchen der Kreide. Dasselbe gilt nach freundlicher Mit¬
teilung des Herrn Dr. Burke für die gleichaltrigen Ablage¬
rungen des Doberges bei Bünde. Es hätte also bereits während
des Paleocäns und Eocäns nicht nur die so außerordentlich
mächtige Obere, nein auch noch die ganze Untere Kreide,
die im Westen meistens über 500 m mächtig ist, bis auf
kleine Reste denudiert worden sein müssen, ja vielleicht
sogar noch erhebliche Teile von Jura und Trias bis hinab
zum Karbon (Haarmanns Fund im Oberoligocän bei Atter,
13, S. 39), letzteres wenigstens dann, wenn man den
kimmerischen Gebirgsbildungsvorgängen für die Schwelle
selbst keine oder nur geringe Bedeutung beimessen will.
Im Westen wären also in der angegebenen Zeit mindestens
3000 m verschwunden, im Osten allerdings wohl weniger.
Noch unwahrscheinlicher wird das ehemalige Vorhanden¬
sein der ganzen Oberkreide, weil das Obersenon von
Haldem und von Damme nördlich vom Wiehengebirge auf
Unterer Kreide auflagert und an der Basis ein Konglomerat
aus Toneisensteinen führt, die aus dieser stammen müssen.
Hier fehlt also die außerordentlich mächtige Schichtenfolge
Cenoman, Turon, Emscher und Untersenon, die sogar schon
innerhalb der Kreide und zwrar in der kurzen Zeit zwischen
Unter- und Obersenon abgetragen worden w'ären. Gerade
hier, so weit nach Norden und schon ganz im niederdeutschen
Becken, hätte man nach der bisherigen Auffassung zudem
eine besonders bedeutende Mächtigkeit der genannten Stufen
erwarten sollen. Es ist demnach klar, daß, wenn überhaupt,
so doch nur ein Teil von ihnen abgelagert wurde, der
verhältnismäßig schnell wieder entfernt werden konnte.

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Lassen schon diese Tatsachen an der ehemaligen Über¬
flutung durch ein tiefes Meer mit mächtigen Sedi¬
menten zweifeln, so wird umgekehrt das länger dauernde
Vorhandensein einer Schwelle, sei sie nun landfest gewesen
oder nur eine Untiefe im Meere mit höchstens sehr geringmäch¬
tigen, bald wieder zerstörten Ablagerungen zur Sicherheit
bei Beachtung folgender Punkte: Elbert (8), der die Grün¬
sande* des Scaphitenpläners von Rothenfelde und Umgebung
genauer untersuchte, folgerte aus ihrer Beschaffenheit und
Fauna, daß sie in verhältnismäßig flachem Meere abgelagert
seien. Er erwähnt ferner Gerolle von Sandstein, die von den
übrigen Einschlüssen völlig abwichen, worüber er sagt: , hier¬
nach zu urteilen, könnten sie durch Wellenschlag aus dem
sandigen Küstenmaterial zusammen mit limonitischem Mate¬
rial verschleppt sein, um so mehr als wir auch kleine Quarz-
gerölle, die ganz denen des Hilssandsteins gleichen, im Grün¬
sand finden. Das limonitische Zement scheint ebenfalls aus
diesem an Brauneisen, Sand und Gerollen reichen Neokom-
schichten oder deren primärer Lagerstätte zu stammen“.

Es kommen zudem ganze Lagen von Toneisensteingeröllen
vor, die Mestwerdt, der wenig später einen Teil dieser
Gegend mit in den Bereich seiner Untersuchung eines
Osningabschnitts gezogen hat, als Toneisensteine aus Jura
und Kreide bezeichnet (32, S. 38). Neuerdings stellte nun •
Bäbtling fest, daß dieses Rothenfelder Vorkommen im
Münsterschen Becken durch glaukonitfreie Ablagerungen
von den etwa gleichaltrigen Soester Grünsanden des Südens
getrennt sei (2, S. 196) imd schloß daraus schon auf örtliche
Hebungen im Teutoburger Walde. Wenn wir uns nun fragen,
woher jene Gerolle gekommen sein mögen, so ergibt sich
in der Tat eine nördliche Richtung, denn im Süden war
ja bereits über dem Neokoni die mächtige Folge vom Albien
bis zum tieferen Turon, die noch heute im Osning aus¬
streicht, vorhanden. Ähnliche Bedingungen müssen aber
schon früher geherrscht haben, denn, wie sich neuerdings
zeigte, finden sich sowohl inmitten des Scaphitenpläners als
auch an der Liegendgrenze bei Rothenfelde sporadisch kleine
Grünsandlinsen, in letzterer Lage auch viel weiter östlich, bei
Halle i. W. (8, S. 96). Da, wo der Grünsand fehlt, ist wenigstens
der bezeichnende, ihn begleitende graue Mergel ausgebildet
und zwar, wie es scheint, sogar auf recht weite lErstreckung.

Ja noch bedeutend tiefer treffen wir auf ein verwandtes
Gesteinspaar. Mindestens von Lengerich ab bis mindestens
Hilter, also auf wenigstens 21 km Erstreckung, liegen an

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der Grenze Labiatuspläner — Brongniartipläner eine oder zwei
dünne, feste Kalkbänke, die sich durch ihre körnige Be¬
schaffenheit, besonders aber durch ihren, wenn auch
schwachen Gehalt an Quarz und Glaukonit sowie durch
eine feine diskordante Schichtung deutlich, vor allem wenn
sie angewittert 'sind, vom gewöhnlichen Plänergestein unter¬
scheiden und ähnlich wie die jüngeren Grünsande mit einem
grauen Mergel verknüpft sind4).

In schöner Übereinstimmung mit den Ver¬
hältnissen am Südrande des Münster sehen
Beckens liegt dieses Paket genau an der Stel¬
le des Bochuraer Grünsandes Bartlings. Be¬
zeichnet nach ihm dieser eine Regression, so gewiß auch
jenes. In beiden Fällen kann solche Regression aber nur
eben wegen der Nähe des Landes oder einer Untiefe zum
Ausdruck kommen.

Endlich sind schwache Andeutungen von glaukoni tischen
Gesteinen vielleicht noch im Cu vieripläner anzutreffen. Denn
im Bielefelder Quertal bei Brackwede beobachtete ich im
Jahre 1920 in einem neuen Anschnitt an der Westseite
in einer Region des Pläners, die dem unteren Teil jener
Abteilung angehören dürfte, eine dünne, stark glaukoni tische
Mergelbank, die bedeckt wurde von einem Kalk, der un¬
regelmäßige, kalkige (phosphoritische?) Knollen und spär¬
liche Glaukonitkörner führt5).

So kommen also Grünsandeoder verwandte
Gesteine von mindestens Leng er ich bis min¬
destens Bielefeld im Turon vor und man wrird
nicht fehlgehen, wenn man für ihr Auftreten
die gleiche Ursache, d. h. also das Vorhanden¬
sein von Land oder einer Untiefe, die sich
mit der eingangs vermuteten Sch w^ eile zu
einem großen Teil decken werden, verant¬
wortlich macht. Daß das auch schon während des
Cenomans selbst der Fall war, dafür ist ein direkter Beweis
nicht beizubringen. Abgesehen aber von dem oben betonten
völligen Fehlen des Cenomans trotz der Widerstandsfähigkeit
der Oberen Kalke im Gebiet des nord westfälischen Berg-

4) Kurz erwähnt sind diese Dinge in 10. 8. LXI. Genauere
Daten werden die Erläuterungen der betr. Blätter bringen. Es ist
das gleiche Gestein, das Hasebrink (18, S. 261 iu. 262) als quarzi-
tischen Kalk bezeichnet.

5) Für genaue Messungen reichte der Zustand des Profils
nicht aus.

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landes läßt sich doch indirekt die Annahme geringerer Mäch¬
tigkeit stützen dadurch, daß ira Westen des Münsterlandes
eine Seichtwasserbildung schon im Cenoman ungefähr in
derselben Gegend wie im Turon und Senon auftritt (vgl.
Bartlings Tafeln Nr. V und VI in 2).

Im Grenzgebiet der Schwelle nun und des südlich davon
liegenden nordwestfälischen Troges liegt heute der Osning.
Dies Grenzgebiet bedeutet aber, wie wir unten sehen werden,
eine Schwächezone. Im westlichen Osning würde die Er¬
gänzung der Kreideschichten das Bild einer Fiexur er¬
geben, und aus einer solchen ist wohl auch die Überkippung
im östlichen Abschnitt hervorgegangen.

Wie steht es nun mit dem Weser-Wiehengebirge? Fin¬
den wir hier Erscheinungen, die es rechtfertigen, es als
eine Art Gegenstück zum Osning, genauer zu dessen Ober¬
kreideflügel. anzusehen? Schon oben wurde sein ruhiges
Fortstreichen trotz der Zerstückelung seines südlichen Vor¬
landes betont, ebenso der einseitige Bau und die Begleitung
von einzelnen Sätteln im Norden. Was aber die Ähnlichkeit
vergrößert, das ist der Umstand, daß auch die kamm¬
bildenden Schichten dieser Berge, die Heersumer Schichten,
Korallenoolith bzwr. dessen sandige Vertreter, Kimmeridge
und Gigas-Schichten in ihrer Gesamtmächtigkeit im Gegen¬
satz stehen zu dem gleichen Komplex im Süden, sowie daß
die Zunahme ebenfalls mehr oder weniger plötzlich vor
sich gehen muß. Der Unterschied fällt schon dadurch
in die Augen, daß der Obere Jura am Osning nur unbe¬
deutende Berge bildet, ja, daß selbst stark geneigte Schol¬
len oft kaum, manchmal auch gar nicht, im Gelände
hervortreten, wie z. B. der mehrere Kilometer lange Streifen
südlich Hagen. In der Tat sind alle die genannten Schich¬
ten zusammen hier in Gellenbeck nur etwa 10 m mächtig.
Das ist allerdings wohl die niedrigste Zahl, denn sonst
kann man in der Hagener Gegend wohl mit 30— 40 m
rechnen, ähnlich in den Iburger Bergen, doch schwillt
die Mächtigkeit örtlich wie an der großen Egge zu 80—100
Meter an. Bei Borgloh und Wellingholzhausen scheint
sie ähnlich wie bei Iburg zu sein, bei Dornberg unweit
Bielefeld wird sie kaum mehr als 45 m betragen8). Süd¬
östlich Bielefeld kann man nach freundlicher Mitteilung
des Herrn Mestwerdt mit 50 — 60 m rechnen. Weiter

6) Nach Messungen, die Herr Mbstwbbdt und ich 1920 an
einem neuen Aufschluß vornehmen konnten.

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im Sudosten des Teutoburger Waldes, wo ja nur sehr un¬
bedeutende Reste erhalten sind, wird darum die Mächtigkeit
ebenfalls gering gewesen sein. Im Westen, zwischen Hüggd
und Ibbenbürener Bergplatte, schätzt Kuhlmann (25, S. 38)
das Oxford auf mindestens 20 m; für die schlecht
aufgeschlossenen hangenden Schichten, deren Mächtigkeit
Kühlmann nicht angibt, nehme ich nach meiner Kennt¬
nis der Vorkommen weitere 20 m an, so daß die Gesamt^
mächtigkeit 40 — 50 m betragen mag. Diese Punkte liegen
nun schon nicht mehr weit ab vom Wiehengebirge. '‘Noch
näher fand sich aber im Vorjahre Oberer Jura im Hörner
Bruch, 4 km SSW Osnabrück, dessen Entfernung vom
Wiehengebirge nur 15 km beträgt. Selbst hier ist die
Mächtigkeit noch sehr gering, wahrscheinlich noch unter
30 m. Folgende Angaben aus dem Weser-Wiehengebirge
zeigen, wie groß der Gegensatz zu diesem ist. Die Mäch¬
tigkeit beträgt nach Lohmann (29, Profiltafel) bei Engter
über 180 m, bei Osterkappeln 150 m, bei Hüsede etwa
150 m. an der Porta Westfalica nach von Seb (36, Profil¬
tafel) 195 m. Sie ist also im Wiehengebirge ganz erheb¬
lich größer als am Osning und im Zwischengebiet. Den
Hauptanteii an dieser Reduktion tragen die Schichten im
Liegenden der Gigas-Schichten, was dafür spricht, daß
im Gebiete der Schwelle die ,,vorportlandische Phase“ der
kimmerischen Gebirgsbildung (Dahlgrün, 7) wirksam war,
für die ich bei Hagen und Iburg bereits früher Anzeichen
gefunden zu haben glaubte (11, 63—67). Ob die

Lücken, die dort im älteren Malm vor liegen, auch
auf orogenetische Vorgänge zurückzuführen sind oder nicht
vielmehr auf epirogenetische, wie Dahlgrün meint, sei
dahingestellt. Jedenfalls haben mit Beginn des Oberen
Juras im Bereich der nordwestfälischen Schwelle Hebun¬
gen eingesetzt. Sie wurde also bereits zur Oberen Jura¬
zeit angelegt. Ja für die Grenze Oxford — Kimme ridge
haben Lohmann und Spülski (29 u. 37) sogar mit einer
vorübergehenden Landwerdung bis mindestens zum Wiehen¬
gebirge hin gerechnet, ebenso für eine kurze Spanne im
Unteren Kimmeridge. (Fehlen des Korallenooliths bzw.
Vertretung durch Pflanzenreste führende Sandsteine. Auf¬
treten ähnlicher Sandsteine im Unteren Kimmeridge.) Es
liegt also auch diese langgezogene schmale Kette analog
denen der Oberkreide des Osnings offenbar am Abstieg
von einer Schwelle zu einem tieferen oder sich wenigstens
schneller einsenkenden Gebiet. Der Bergzug erweist sich.

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freilich abgeschwächt, auch dadurch als eine Art Gegen¬
stück zum Oberkreidezug des Osnings, daß seine Schichten
ebenfalls verhältnismäßig steil gestellt sind, meist steiler
als ihnen zukäme, wenn er nur eine unverbogene Schicht¬
stufe auf dem oft flachen Nordflügel der Piesbergachse
wäre. Auf diese flexurartige Verbiegung machte bereits
Lohma nx (29, S. 60) aufmerksam. Ein gewisses tektoni¬
sches Element steckt also doch auch in diesem ßergzuge,
und das Zusammentreffen mit der großen Mächtigkeit der
ihn aufbauenden Schichten ist doppelt auffallend.

Die nord westf ä l i s c h - 1 i p p is c he Schwelle
ist also schon im Mesozoikum angelegt, al¬
lerdings im Norden und Süden zu verschie¬
denen Zeiten; Osning-Kreideflügel und We¬
se r-Wiehengebirge sind in der Tat Gegen¬
stücke.

Die Geschichte der nordwestfälisch-lippischen Schwelle.

Überblicken wir kurz die sich nunmehr ergebende Ge¬
schichte der Schwelle, ■ so ist die älteste Periode, von der
wir Kunde haben, die des produktiven Karbons. In dieser
Zeit gehörte wenigstens der Westen des Gebiets zu dem
großen Sammeltrog, in dem sich die mächtigen westfä¬
lischen Steinkohlenschichten ablagerten, und zwar kann es
hier noch keineswegs, trotz der großen Entfernung von
der Kuhr, dem Nordrande nahe gewesen sein, denn, wie
sich auf Grund ganz neuer sowie älterer Tiefbohrungen
berechnen läßt7), beträgt die Mächtigkeit der hier be¬
kannt gewordenen Schichten, das sind die jüngsten des
ganzen westfälischen Karbons und zugleich der Saarbrücker
Stufe, mindestens 3000 m, vielmehr also als die der anderen
großen Abteilungen der Stufe (Magerkohlenpartie 1100 m,
Fettkohlenpartie 610 m, Gaskohlenpartie 300 m, Gasflamm-
kohlenpartie 1000 m und mehr (26, S. 64). Nur an dem
größten der Osnabrücker Vorkommen, der Ibbenbürener
Bergplatte, ist die jungpaläozoische Tektonik, wie sie vqr
Ablagerung des Kupferschiefers entstanden war, zu er¬
kennen. Das Steinkohlengebirge zeigt hier eine deutliche,
durch Querverwerfungen zerrissene herzynisch gerichtete
schwache Faltung. (Besonders klar zu ersehen aus Haar¬
manns Darstellung 15, T. XI und 16 Fig. 1.) Während

7) Vgl. hierzu einen demnächst im „Glüik:iufw erscheinenden
Aufsatz von Herrn Gothan und Verf.

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aber Tiktzk (47), der das Gebiet im Maßstab 1:25 000
kartiert hatte, diese herzynische Faltung ohne weiteres
für jungpaläozoisch hielt, vertritt Haabmaxn (15, S. 328
bis 331) die Ansicht, daß diese für das Karbon allerdings
sehr auffallende Richtung diesem erst gleichzeitig mit der
Entstehung des OSnings aufgeprägt worden sei, also um
die Wende von Kreide- und Tertiärzeit, daß aber vorher,
d. h. vor Ablagerung des Zechsteins, das Gebiet schon varis-
zisch gefaltet war. Dies glaubt er an der Hand von
Messungen unter Tage an einer Stelle, wo im Permer
Grubenfeld das Streichen im Liegenden des noch erhaltenen
Kupferschiefers zu beobachten ist, unmittelbar beweisen
zu können. Hier verläuft in der Tat das Streichen SM" — NO;
dennoch glaube ich die Verhältnisse ganz anders deuten
zu müssen. Wenn man nämlich mit Hilfe des WuLFFSchen
Netzes, dessen Anwendungsmöglichkeit bei Aufgaben aus
dem Gebiete der Tektonik neuerdings Herr E. Seitz gezeigt
hat8), den ursprünglichen Einfallswinkel gegenüber dem
söhlig gedachten Kupferschiefer genau wiederherstellt,
kommt man zu einem Betrage von 55° bei einem Streichen
von N 65° O. Das würde aber schon eine ziemlich kräf¬
tige Faltung bedeuten, und es ist ausgeschlossen, daß trotz¬
dem eine jüngere herzynische Faltung, die sich doch mit
der älteren hätte vergittern müssen, so rein zum Aus¬
druck kommen kann, wie es namentlich im Osten, am
Schafberg, der Fall ist, wo unweit der Zeche Perm das
Flöz Buchholz auf G:74 km mit nur ganz schwachen Ver¬
biegungen an den beiden Enden der Strecke gerade hin¬
durchstreicht. Die schwache ONO -Abbiegung des Ost¬
endes stimmt ebenso wie das Streichen der liegenden
Flöze Schafberg und Bentingsbank (siehe die TiETZESche
Karte) mit dem oben rekonstruierten Streichen überein.
Es ist eben nur eine lokale Abweichung des herzynischen
Richtung. Die Diskordanz ist ferner dem Sinne nach die
gleiche, wie sie gegenüber der heutigen schwach geneigten
Fastebene an der Oberfläche des Steinkohlengebirges noch
zu erkennen ist, denn im Süden der Bergplatte liegt der
Kupferschiefer mindestens auf Schichten, in denen das
Schafbergflöz eingelagert ist, im Norden sind aber heute
noch bedeutend jüngere, und zwar solche der flözleeren
roten Unterabteilung vorhanden. Das bedeutet ein prä-

8) Vor dem Kollegium der Preußischen Geologischen Landes¬
anstalt. Während des Druckes erschienen im „Glückauf“ Jg. 1924,
Nr. 19.

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oberpermisches Einfallen des Karbons von mindestens 7°.
Etwa dasselbe Generaleinfallen ergibt ein Querprofil durch
den Schafberg (Figur 1), und ähnliche Winkel errechnet
man auch sonst in der Osnabrücker Gegend für die Dis¬
kordanz. Ich möchte daher glauben, daß die genannte
Fastebene gleich oder wenigstens parallel ist der Trans-
gressionsfläche des Zechsteins, der ja durch Querverwerfun¬
gen versenkt, noch inmitten der Bergplatte stellenweise
erhalten ist. Von diesen und den ebenfalls jüngeren Ver¬
biegungen an den Rändern des Horstes abgesehen, ist

also das heutige Faltenbild das jungpaläozoische, und auf
keinen Fall ist das dortige Karbon variszisch gefaltet ge¬
wesen. Der Ausdruck „Falten“ ist vielleicht überhaupt nicht
ganz angebracht. Wenn man das Querprofil Fig. 1 be¬
trachtet, das auf Grubenaufschlüssen und drei Tiefbohrun¬
gen beruht, hat man viel eher den Eindruck geneigter
Schollen mit schwachen Stauchungen als von Falten, wie
sie etwa im Ruhrrevier auftreten, zumal auch sonst die
Verbiegungen auf der Bergplatte recht flach sind. Um so
auffallender ist der oben rekonstruierte Einfallswinkel von
jo3 im Permer Grubenfeld am Südrande der Platte. Er¬
gänzt man aber das genannte Querprofil nach Süden hin
in der Weise, daß man den flachen Einfallswinkel in den
von 55° übergehen läßt, so hat man das Bild der > Schlep¬
pung einer absinkenden Scholle. Ich möchte nach alle¬
dem glauben, daß eine herzynisch gerichtete Verwerfung
die Scholle wie noch heute im Süden begrenzte, aber mit
dem Unterschied, daß umgekehrt zum jetzigen Zustand
damals dort die „stehengebliebenen“ älteren Partien lagen,
an denen die heute bloßgelegte Scholle abgesunken war9).

9) Kein Wunder, wenn man heute am Rande des Horstes
sowohl bergwärts als vom Berge abfallende Verwerfungen findet,
^d so au<3i in diesem Punkt leicht Verschiedenheiten der Auf*
fassung. wie zwischen Tibtze und Haarmanx, entstehen konnten.

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Herzynisch gerichtete Gangspalten und Verwerfungen pa¬
läozoischen Alters sind ja auch sonst in Deutschland durch¬
aus nichts besonderes, man denke nur an den bayerischen
Pfahl, der vielleicht sogar derselben großen Störungszone
angehört, wie die des Osnings und der Münsterländische
Hauptabbruch. (Siehe unten.)

Das Rotliegende fehlt im Gebiete der Schwelle
soweit das Liegende des Zechsteins bekannt geworden ist,
was im Westen ja an ziemlich vielen Punkten der Fall
ist. Zu dieser Zeit, in der ja wahrscheinlich orogene tische
Vorgänge stattfanden, war hier also offenbar kein Sammel¬
becken mehr, sondern ein höher gelegenes Abtragungsge¬
biet. Bemerkenswert ist es. daß wie später im Miocän,
hier auch im Rotliegenden keine vulkanischen Ausbrüche
erfolgten.

Im Zechstein unterscheidet sich bereits der Westen
vom Osten des Gebietes, indem im Westen eine Fazies
mit sehr mächtigen Anhydriten und wenig Stein¬
salz entwickelt ist, während schon in der Bohrung Sonne¬
born bei Pyrmont mehr eine Normalfazies vorhanden ge¬
wesen zu sein scheint, die wohl auch mit größerer Mäch¬
tigkeit verbunden war.

Dieses Verhältnis zwischen West und Ost setzt sich
durch die ganze Trias hindurch fort. Während diese bei
Osnabrück nicht viel über 800 m mächtig ist, schwillt,
sie in Lippe auf etwa 1400 m an. Auch zeigen sich im
Westen allerlei Eigentümlichkeiten, die wenigstens z. T.
auf flachere Gewässer hinweisen, über die aber an anderer
Stelle berichtet werden soll. Es ist bemerkenswert, daß
gerade hier im Westen, wo das Bergland schon bald sein
Ende erreicht, das Paläozoikum sich mehrfach aus den
jüngeren Sedimenten heraushebt. Das hängt wenigstens
z. T. mit dieser geringen Mächtigkeit der Trias und zwar in
zweifacher Weise zusammen, was bereits Fr. Hoffmaxx er¬
kannt hatte, wenn er auch die Verkümmerung der Trias
sich so vorstellte, daß die drei Glieder durch Wechsel¬
lagerung und seitliche Veränderungen im Streichen inein¬
ander übergingen und zu einer einheitlichen- Schichten¬
folge verschmölzen (19, S. 328 ff.).

Im L i a s scheint das Verhältnis umgekehrt gewesen
zu sein. Soweit die betreffenden Zahlen zuverlässig genug
sind, muß man bei Osnabrück (Hellern) mit erheblich
größeren Mächtigkeiten bei im großen und ganzen der¬
selben Fazies rechnen. Wichtiger ist hier aber folgendes:

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daß nämlich Stieleb (38, S. 100) im guten Einklang mit
der oben für den Oberen Jura des Wiehengebirges vermute¬
ten Schwächezone annimmt, daß zur Zeit dos Oberen Lias
sich in demselben Striche eine Senke hingezogen habe,
in der die Bedingungen für die Entstehung des die
„schwarze Kreide“ liefernden Schiefertons sowie ^für die
Ablagerung der sonst fehlenden Vertreter der Dorntener
Schiefer, gegeben waren.

Der Dogger ist noch nicht genügend bekannt, be-
sanders nicht seine Mächtigkeiten. Die lokale Verbreitung
des Portasandsteins in der Hochstufe des Ostens spricht
kaum für das Gebundensein an herzynische Linien, die
wie wir oben sahen, in den älteren Zeiten des Malms
in Erscheinung traten, wo übrigens auch zugleich
wieder der Westen abnehmende Mächtigkeit bei zunehmen¬
der Häufigkeit der Sandsteine zeigt.

Der Obere Jura wurde bereits oben besprochen,
abgesehen vom Oberportland, aus dessen Charakter und
Verbreitung sich aber ebensowenig wie aus denen des Weal-
dens Schlüsse auf herzynisch \ gerichtete Leitlinien ziehen
lassen. Zu Beginn des marinen Neokoms machten
sich dann jedoch, wenigstens im westlichen Osning. nicht
unerhebliche onogenetische Bewegungen geltend10), die im
großen herzynisch gerichtet waren; ob auch schon in der
Piesberg- Achse, vermag ich dagegen nicht zu . sagen.

Ausgezeichnet kommt ferner die herzynische Richtung
wieder zum Ausdruck in der gut ausgeprägten Strandfazies
des Neokoms und Unteren Albiens, dem Osningsandstein, aus
der zu schließen ist, daß der Strand wenig südlich des
Osnings gelegen hat, und wiederum unterscheidet sich
der Westen vom Osten, doch im umgekehrten Sinne, wie
zur Zechstein-, Trias- und Malmzeit, denn wenigstens im
Osning sind die Ablagerungen z. B. bei Iburg und Tecklen¬
burg bedeutend mächtiger als im Südosten. Auch greift
hier schon öfter die nördlich des , Wiehengebirges

10) Gegenüber Schuh, der das Bestehen einer solchen Phase
anscheinend bezweifelt (35, S. 92), möchte ich darauf aufmerk¬
sam machen, daß neuerdings, gänzlich unabhängig von mir,
Dahlgeün* (7) dieselbe Phase auch im mittleren Leinegebiet fest¬
stellte und sie als „Hilsphase“ bezeichnete. Offensichtlich hat
Schuh meine Ausführungen dahin mißverstanden, daß ich dieOs-
ningspalte in der Gegend von Iburg leugnen und an ihre Stelle
diskordante Auflagerung der Unterkreide setzen wolle. Das ist
aber nicht der Fall. Ich sehe als Osningspalte nur eine andere,
weiter nördlich verlaufende Verwerfung an, was ich allerdings
nicht erwähnt habe.

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herrv: rteode tor.ige Fa z« zwi-eben die sandige ein- Im
Gebiet der heutigen Schwelle selbst wird vorwiegend die
emere entwickel: gewesen «ein. konnte dämm so leicht
abgetragen werden. Im Oberen Albiec sank das Gebiet
wahrscheinlich noch tiefer ein. Onoman und Turon sind
iereit* besprochen worden. Für die Emseherzeit,
wo im allergrößten Teil der westfalischen Kreidemulde
nach B.Irtiixg die küstenfcrne tonig-racrgelige Fazies noch
herrschte. Laten wir kein Anzeichen für das Fortbestehen
der turonen Hochgebiete, während Keusch sowohl wie
Härtling, und zwar auf verschiedenen Wegen, zum Schlüsse
kamen, daß im Westen, nahe der holländischen Grenze,
'-ine Untiefe oder Schwelle immer noch zu erkennen sei.
tezw. sich noch weiter heraushob (23 u. 2). Aus der Fa¬
zies der Granulatenkreide bei Ochtrup hatte dann Wbgxkr
(48, S. 137) geschlossen, daß zu Beginn dieser Zone die
Hebung des Teutoburger Waldes schon bis zur Bildung von
Inseln oder Landzungen fortgeschritten wäre. Nach den
Ausführungen BIrtlings jedoch und der von ihm gegebenen
Karte ’ «rd man aber notwendigerweise die Herausbil¬
dung dei Ochtruper Fazies auf die Nähe jenes Landes im
Westen zurückführen müssen. Die nach unseren heutigen
spärlichen Kenntnissen dem Emscher noch ähnliche Fa¬
zies des Untersenons südlich vom Osning spricht gleich¬
falls nicht für eine derartige Hebung im Gebiete unserer
Schwelle, sondern eher dafül\ daß zu diesen beiden Zeiten
Untiefen sieh nicht mehr bemerkbar machen konnten.

Dasselbe gilt wohl sogar noch für das ältere Obersenon.
Nur die jüngeren Obersehonschichten der Baumberge las¬
sen im Verein mit denen von Haldem nördlich vom Wiehen-
gebirge Schlüsse zu, wie sie Wegxer aus ihrer Flora
und Fisch fauna zieht (49, S. 116). Denn in diesem Falle
liegt die Schwelle zwischen jenen beiden Vorkommen. Auch
deutet die Fischfauna der Baumberge und von Sendenhorst
nach ihm auf eine Aussüßung des Münsterschen Meeres¬
beckens hin. Im Ausgange der Kreidezeit war
also die Schwelle sicherlich wieder vorhanden.

Wie steht es nun mit etwaigen orogenetischen Bewe¬
gungen in der langen Zeit vom Ende des Turons bis Bade
des Serions? Am Harz, der ja in der südöstlichen Fort¬
setzung unserer Schwelle liegt und dessen Ränder
dasselbe Streichen haben, sind nach Schrobder (34, S.
'>;■>, 62) orogenetische Bewegungen im Oberen Emscher (oder
kurz vorher?) und wiederum im Untersenon, genauer

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zur Zeit der Unteren Granulatenkreide (Stollby 45)
erfolgt. Sie hatten die Aufrichtung und teilweise Über-
kippung der Harzrandschichten sowie die Heraushebung
des Harzes selbst zur Folge. Da, wie eben gezeigt, diese
Zeiten für die Aufrichtung des Osnings nicht in Frage
kommen, so bleibt innerhalb der jüngsten Kreidezeit nur
die des Oberen Senons übrig. Ich kann darum Schuh nicht
recht geben, wenn er (35, S. 102) das nordwestfälische
Hochgebiet und den Harz als eine Einheit betrachtet, die
wahrscheinlich zu gleicher Zeit gehoben worden sei. Das
stimmt schon darum nicht, weil ja das breite Gebiet zwischen
Harz und rheinischer Masse als unterbrechende Senke eine
langdauernde und alte Geschichte hat. Bestand sie doch
schon mindestens zur Liaszeit und immer noch im Oli-
gocan. Auch zeichnet sie sich ja durch eine eigene Tek¬
tonik mit ± nordsüdlich gerichteten Störungszonen aus.
Ein Unterschied liegt ja auch darin, daß die Überkippung
am Harz im Norden, hier aber im Süden auftritt. Trotzdem
bleiben natürlich genug Ähnlichkeiten bestehen.

Im Paleocan, wo sich das Meer ja ganz-^reit nach
Norden zurückzog, war somit weit und breit Land, zu
dem von nun an das Münstersche Becken immer gehörte»11).
Es ist wenigstens im Inneren keine Spur mariner Ablage¬
rungen bekannt, nicht einmal in Schlottenausfüllungen, die
man in den kalkigen Gebieten doch wohl erwarten dürfte.
Als im Untereocän das Meer wieder vordrang, scheint
der Nordrand der heutigen Schwelle die Küste gebildet zu
haben, so daß also während der ganzen Eocänzeit — in der
mittleren und oberen wich das Meer sehr weit nach Norden
zurück — auch sie Land gewesen wäre. In die Zeiten des
Paleocäns und Eocäns fällt wohl der größte Teil der be¬
deutsamen Abtragungen, die schon vor Eintritt der nächsten
Periode das Land erlitten haben muß. Aus dem wichtigen
Funde eines Karbongerölls im Oberoligocän bei Osnabrück,
der Konkordanz innerhalb des Oligocäns einerseits, der
Konkordanz innerhalb der Kreide andererseits, schloß
Haarmann (13, S. 41), daß die voroligocäne Faltungs¬
phase an der Wende von Oberer Kreide und Eocän, im
wesentlichen aber im Eocän erfolgt sei. Ich möchte glauben,
daß die Bewegungen, abgesehen von den
früher erwähnten noch äReren, zur Haupt¬
sache im Obersenon vor sich gingen, zumal

n) Vgl. für die Verbreitung der Tertiärmeere die paläogeogra-
phischen Karten in v. Linstow (28).

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auch Sille durch die „vergleichende Methode der Altersbe¬
stimmung gebirgsbildender Vorgänge"* zu dem Schluß kommt,
daß wie anderwärts auch die „vortertiäre" oder „alttertüLre“
Phase der saxonischen Faltung Deutschlands in die jüngste
Kreidezeit zu stellen sei (43, S. 17 und 20).

- Im Oligocän lag der Strand des wieder vorgedrun-
genen Meeres sehr wahrscheinlich am Osning12). Wenn
im heutigen Schwellengebiete auch wohl Teile als Inseln
hervorschauten, so war es damit im ganzen nun im Gegen¬
satz zur Oberkreidezeit tiefer gelegen als das Münsterlandl.
Älmlich muß das Verhältnis auch im Mittelmiocän ge¬
wesen sein, wo das Meer wenigstens in den westlichen Teil
des heutigen Schwellengebiets wieder eingedrungen war,
nachdem es im Unter miocän sich schon einmal weit nach
Worden zurückgezogen hatte. Der Gebirgsbau, wie wir ihn
heute vorfinden, entstand, bis auf kleine Nachwirkungen,
die im Quartär sich geltend gemacht haben mögen, in der
Obermiocänzeit. Burrk zeigte neuerdings, daß i n
der Gegend von Bünde damals die Piesbergachse noch
weiter gefaltet worden sei (4). Der gleiche hierin zum
Ausdruck kommende seitliche Druck wird auch am Osning
verstärkend auf die Überkippung eingewirkt haben, viel¬
leicht bei gleichzeitiger Hochbewegung der Schwelle, die
ja heute im großen höher liegt als die Münstersche Ebene.
Damit wurde das Gebiet reif für die Herausarbeitung der
heutigen Oberflächen formen, die zur Hauptsache im Pliocän
erfolgt sein dürfte.

Schluß.

Aus obigen kurzen Darlegungen geht also hervor, erstens,
daß zeitweilig das nordwestfälisch-lippische Bergland auch
in der* geologischen Vergangenheit eine Schwelle war oder
doch zu einer solchen gehörte, zweitens, daß sowohl Osning
als auch Woser-Wiehengebirge auf altangelegten Scliwäche-
zonen liegen, die sich beim ersteren Gebirge wahrscheinlich
schon im Jungpaläozoicum auszubilden begannen und dort
auch viel schärfer in Erscheinung traten. Mehrfach be¬
wegten sich an der Osninglinie zwei große Gebiete gegen¬
einander, wobei dasjenige, zu dem die heutige Schwelle
gehört, auch in sich schaukelnde Bewegungen etwa um eine
Nordsüdachse ausgeführt haben muß, so daß also einmal

12) Dies zeigt z. B. ein im Vorjahr gefundenes neues Vor¬
kommen bei Malbergen, das nur gut 1 km vom Osningsandstein-
rand entfernt liegt.

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der Osten, ein andermal der Westen höher lag. Die starke
Überkippung am Osning, die Überschiebung der Schwelle
auf die Kreide — ähnlich wie der Harz auf sein Vorland —
selbst schon die mehr symmetrisch gebaute Piesberg-Py;r-
monter Sattellinie wie die fast kongruente Faltung bei
Osnabrück lassen auf kräftigen seitlichen Druck schließen.
Ihrer Anlage nach sind aber diese beiden
Achsen trotzdem ganz und gar verschieden,
denn hei der Piesberg-Pyrmonter Achse ist
keine vorher vorhanden gewesene Schwäche¬
zone festzustellen. Sie ist eine einfache Sattelung
innerhalb der Schwelle, der Osning aber bezeichnet deren
viel älteren Rand, seine Kreideschichten entsprechen ihrer
Lage nach beinahe den mesozoischen am nördlichen Harz¬
rand und mancher Strecken am Thüringer Wald. Die
Osningspalte ist eine posthume Spalte der alten Schwäche¬
zone. Die Oszillationen werden besonders dazu beigetragen
haben, den Gebirgsbau des so schmalen Osnings im Sinne
von Cloos und Haar^maxn — schmale Störungszonen —
verwickelt zu gestalten (6 und 17). Auf die Frage, wie
weit man die verschiedenen Bewegungen als orogenetisch
oder epirogenetisch aufzufassen hat, möchte ich hier nicht
eingehen, dagegen noch hervorheben, daß folgende, oben
für die Osning-Schwächezone erkannten Merkmale: her-
zynische Richtung, alte Anlage, posthumes Aufleben in
Mesozoikum und Tertiär und endlich starker seitlicher
Druck nach v. Bubxoff (3) zugleich diejenigen sind, die
nach dem heutigen Stande der Kenntnis den aus Asien über
iSüdrußland und Polen nach Deutschland herübersetzenden
KABPixsKYschen Linien zukommen, zu denen schon v.
Ko ex ex (21, S. 191 und 192), Suess (46, S. 32 bis 39) und
Karpixsky selbst (20) die Linie Teutoburger Wald— Südrand
des Thüringer Waldes — Koburg — Passau — Linz rechneten.
Der an der Schwelle festzustellende seitliche Druck ist
also eine regionale Erscheinung; ob dies auch für die
Oszillationen gilt oder ob sie vielmehr hier im Nord westen
noch hinzutreten, wTäre ebenso wTie ihr Verhältnis zur Oro-
genese wohl noch zu untersuchen. Man möchte fast glauben,
daß Xordwestdeutschland ganz besonders durch derartige
Bewegungen ausgezeichnet sei, w’enn man an die so deut¬
lichen Erscheinungen dieser Art im Niederrheingebiet
denkt, wo aber andererseits regionale seitliche Druck¬
wirkungen fehlen.

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Literaturverzeichnis.

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1914.

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Münster. Diese Zeitschr. 1920, Bd. 72, Abhandl. S. 161 — 217.

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ihre Beziehungen zur karbonischen Faltung und ihre Post-
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4. Burbe, O.: Der Teutoburger Wald (Osning) zwischen Bielefel 1

. und örlinghausen. Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1911.
Bd. XXXII, T. I, Berlin 1911, S. 306—343.

5. — Die Piesberg-Pyrmonter Achse in der Gegend südlich von Bünde

i. W. Ebenda f. 1921, Bd. XLII, Berlin 1922, S. 533—542.

6. Cloo6, H.: Zur Entstehung schmaler Störungszonen. Geol.

Rundsch., Bd. VII, 1917, S. 41-52.

7. Dahlgrün, Fr.: Tektonische, insbesondere kimmerische Vor¬

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Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1908, Bd. XXIX, Teil I.
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10. — Bericht über die Aufnahme auf Blatt Iburg. Ebenda f. 1919.

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11. — Über die unterneokome Störungsphase im westlichen Osning.

Diese Zeitschr., Jahrg. 1921. Bd. 73, S. 50—58, Berlin 1922.

12. — Bericht über die Aufnahme auf Blatt Iburg. Jahrb. d. Preuß

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13. Haarmann, E.: Die geologischen Verhältnisse des Piesberg-

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14. — Über den Piesberg-Sattel bei Osnabrück. Diese Zeitschr.,

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15. — Die Ibbenbürener Bergplatte, ein „Bruchsattel“. Branca-

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16. — Über den geologischen Bau Nord Westdeutschlands. Diese

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17. — Über Stauung und Zerrung durch einmalige und wiederholte

Störungen. Diese Zeitschr., Bd 72, Jahrg 1920, Abh. 218—245.
IS. Hasebrink, A. : Die Kreidebildungen im Teutoburger Wald bei
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19. Hoffmann* Fr.: Die geognostischen Verhältnisse der Gegend
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S. 264—336. 1826.

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20. Kabpinsky, A. : Bemerkungen über den Charakter der Gesteins¬

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(Zitiert hach v. Bubnoff.)

21. v. Koenen, A.:Über geologische Verhältnisse, welche mit der

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Preuß. Geol. Landesanst. für 1883, S. 187 — 198.

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23. Keusch, P. : Der Gebirgsbau im preußisch-holländischen Grenz¬

gebiet von Winterswijk, Weseke, Buurse usw. Diese Zeitschr.
71. 1919, S. 139-149.

24. — »Die Ausdehnung und Tektonik der nordwestdeutschen Stein¬

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25. Kuhlmann, L.: Die Osning-Achse zwischen Hüggel und Schaf -

.berg. Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f. 1914, Bd. XXXV,
T. I„ Berlin 1914, S. 1—62.

26. Kukuk, P.: Unsere Kohlen. 2. Auflage. Aus Natur und Geistes¬

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27. Lepsius, R. : Geologie von Deutschland und den angrenzenden

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28. v. Linstow, O. : Die Verbreitung der tertiären und diluvialen

Meere in Deutschland. Abhandl. d. Preuß. Geol. Landesanst.
N. F., Heft 87, Berlin 1922.

29. Lohmann, W.: Die geologischen Verhältnisse des Wiehen-

gebirges zwischen Bark hausen a. d. Hunte und Engter.

1. Jahresber., Niedersächs. Geol.Ver., Hannover 1909,. S. 39—77,
Inaug.-Diss., Göttingen 1908.

30. — Die Stratigraphie und Tektonik des Wiehengebirges.

3. Jahresber. Ebenda, 1910, S. 41 — 62.

31. Löwe, F.: Das Wesergebirge zwischen Porta und Süntelgebiet.

N. J. f. Min., Beil. Bd. XXXVI, Stuttgart 1913, S. 113-213.

32. Mestwerdt, A.: Der Teutoburger Wald zwischen Borgholz¬

hausen und Hilter. Inaug.-Diss., Göttingen 1904.

33. Naumann, E. und Mestwerdt, A.: Über Gebirgsbau im lip-

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1919, Bd. XL, Berlin 1919, S. 83—109.

34. Schuoedeb, H.: Exkursion in das nördliche Harzrandgebiet

zwischen Goslar und Thale. Im Führer zu den Exkursionen
der Deutsch Geol. Ges. August 1920. Überreicht vom Nieder¬
sächs. Geol. Ver. S. 46 —78.

35. Schuh, F. : Die saxonische Gebirgsbildung. „Kali“. 16. Jahrg.,

1922, 16, Halle, S. 33-112.

36. v.See, K.: Geologische Untersuchungen im Weser -Wiehen-

gebirge bei der Porta Westfalica. N. J. f. Min', Beil.-Bd. XXX,
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37. Spulski, B.: Geologie der Gegend von Borgloh und Holte.

2. Jahresber., Niedersächs. Geol.Ver., Hannover 1909, S. 1—30.

38. Stiblbr, C. : Über die oberliassische „Schwarze Kreide“ von

Vehrte bei Osnabrück. Diese Zeitschr. 75, Jahrg. 1923,
Abh. S. 76-106.

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39. Stille, H.: Zur Kenntnis der Dislokationen, Schichtenab¬

tragungen und Transgressionen im jüngsten Jura und in
der Kreide Westfalens. Jahrb. d. Preuß. Geol. Landesanst. f.
1905, S. 103 ff.

40. — Erläuterungen zur geologischen Karte von Preußen usw.

Preuß. Geol. Landesanst., Lieferung 147 (Bl. Willebadessen).
Berlin 1908

41. Der Mechanismus der Osning-Faltung. Jahrb. d. Preuß. Geol.
Landesanst. f. 1910, Bd. XXXI, Teil I, S. 357—382.

42. — Der geologische Bau der Ravensbergi sehen Lande. 3. Jahres-

ber., Niedersächs. Geol. Verein, Hannover 1910, S. 226—245.

43. — Über Hauptformen der Orogenese und ihre Verknüpfung.

Nachr. Ges. d. Wiss. Göttingen, math.-phys. Kl., 1918.

44. — Übersichtskarte der saxonischen Gebirgsbildung zwischen

Vogelsberg-Rhön und der norddeutschen Tiefebene, 1:250000.
Herausgegeben von der Preuß. Geol. Landesanst, Berlin 1922.

45. Stolley, E.: Zur Altersfest' tellung der Aufrichtung des Harz -

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1916, S. 62—68.

46. Suess, E. : Das Antlitz der Erde. Bd. III, Teil II, 1909.

47. Tietzk, O.: Das Steinkohlengebirge von Ibbenbüren. Jahrb. d.

Preuß. Geol. Landesanst. f. 1908, Bd. XXIX, TeilTI, 1909,
S 301—353.

48. Wegner, Th.: Die Granulatenkreide des westlichen Münster¬

landes. Diese Zeitschr. Bd. 57, 1905, S. 112 ff.

49. — Geologie Westfalens und der angrenzenden Gebiete. Pader¬

born 1913.

50. Weingärtner, .R. M.: Beiträge zur Geologie des Großherzog¬

tums Oldenburg I. Diese Zeitschr. Bd. 70, Berlin 1918,
S. 37—61.

Über den Gebirgsbau des preußisch¬
holländischen Grenzgebietes.

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 5. März 1924.)

Von Herrn Richard Bartling in Berlin.

(Hierzu Tafel I.)

Das preußisch-holländische Grenzgebiet ist in seinem
Bau trotz einer Reihe von wichtigen Arbeiten, die in den
letzten Jahren erschienen sind, insbesondere von P. Kbusch,
G. Müller und mir, sowie den Veröffentlichungen der
Holländischen Geologischen Land*sanstalt (Rijks Geo-
giche Dienst), noch ziemlich unbekannt geblieben und hat
nicht die Beachtung gefunden, die diesem Gebiet in strati¬
graphischer, fazieller und tektonischer Hinsicht zukommt.

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Seit der letzten Veröffentlichung von P. Kkusch1) sind
wichtige neue Beobachtungen gemacht worden, besonders
dadurch, daß zum ersten Male in dieser Gegend ein Blatt
der geologischen Spezialkarte von Preußen 1 : 25 000, das
Blatt Ochtrup, zum Abschluß gebracht wurde. Außer¬
dem hat uns die neue Tiefbohrung Corle bei Winterswijk
in der Kenntnis des Gebirgsbaus wesentlich vorwärts ge¬
bracht.

Wir kennen in dem in Frage kommenden Gebiet alle.
Formationen vom Produktiven Karbon aufwärts. In dieser
Reihe felilt das Rotliegende, das hier wie im ganzen Nord-
Westdeutschland nicht zur Ausbildung gekommen ist, ferner
fast der ganze Keuper und Teile des Juras. Das Tertiär
greift nur wenig auf dieses Gebiet über und i^t (Vollständiger
erst weiter westlich auf holländischem Staatsgebiet ent¬
wickelt.

Durch die Arbeiten von P. Krusch und die Veröffent¬
lichungen der Rijksopsporing van Delf stoffen war bislang
am besten das Gebiet von Winterswijk bekannt. Hier
liegt eine Aufpressung des älteren Untergrundes vor, die
auf deutschem Staatsgebiet beginnt und sich nach Westen
bis über den Ort. Winterswijk hinaus fortsetzt. Die Auf¬
pressung verläuft ungefähr in ostwestlicher Richtung. Ihr
Südrand zeigt sehr starke Pressungserscheinungen, die
sich in starken Überschiebungen und in einer Aufsattelung
des Untergrunds äußern. Wieweit sich diese Aufpressungs¬
zone nach Westen fortsetzt, ist vorläufig noch unbekannt.
Sie verschwindet in dieser Richtung unter einer mächtigen
Tertiärdecke, die nach den holländischen Untersuchungs¬
bohrungen bei Lichtenvoorde schon 200 m Mächtigkeit über¬
schreitet.

In der Aufpressung selbst treten mittlerer und unterer
Buntsandstein zu beiden Seiten der Grenze zutage; auf
holländischem Staatsgebiet auch noch der Muschelkalk. Hier
ist östlich von Winterswijk in einer Flachbohrung außerdem
unter der Tertiärdecke unmittelbar der Zechstein ange¬
troffen worden.

Die ältere Bohrung Plante ngaar de bei Winters¬
wijk ist in der Nähe des stark gestörten Scholienrandes
angesetzt. Sie traf infolgedessen außerordentlich verwickelte
Verhältnisse. Unter Buntsandstein und Zechstein wurde

*) P. Krusch, Der Gebirgsbau im Preußisch-Holländischen
Grenzgebiet von Winterswijk, Weseke, Buurse usw. Diese Ztsehr.,
1919, Bd. 71, Monatsber. S. 139.

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schon in geringer Tiefe das Steinkohlengebirge angebohrt.
Darunter folgte aber nochmals Zechstein und erst in größerer
Tiefe wieder das Steinkohlengebirge. Eine neue Bohrung,
die im November 1923 eingestellt wurde, in Corle, etwa
3 km westlich von Winterswijk, wurde daher von vornherein
so angesetzt, daß die Nähe des Schollenrandes vermieden
wurde. Man rechnete damit, daß sich wenig nördlich dieses
Schollenrandes normale Verhältnisse einstellen würden und
tatsächlich wurde diese Annahme vollkommen bestätigt.
Unter Tertiär, Buntsandstein und Zechstein wurde hier
das Karbon in 690 m Tiefe im wesentlichen in ruhiger,
flacher Lagerung angetroffen. Im Karbon ist die Bohrung
bis 1284 m Tiefe fortgesetzt. Dabei zeigten sich noch ver¬
schiedentlich durch plötzliche Zunahme des Einladens und
das Auftreten von Klüften Anzeichen für das Vorhanden¬
sein von Störungen, die vorläufig nur als flache Über¬
schiebungen gedeutet werden können. Diese Bohrung
brachte noch andere Überraschungen, wie z. B. das Auftreten
von Erdöl im Zeclistein und im Karbon und das Vorkommen
eines Eruptivgesteinsganges im Karbon, worauf jedoch an
dieser Stelle nicht näher eingegangen werden soll.

Der Schollenrand, ist etwa 'ly* km südlich dieser Bohrung
zu suchen. Es zeigt sich also, daß in dieser Gegend nur
der. Schollenrand sehr starke Faltungs- und Störungs¬
erscheinungen aufweist und daß nördlich' davon mit ruhigen,
wenig gestörten Lagerungs Verhältnissen zu rechnen ist. Diese
Tatsache wird auch bestätigt durch die albe Tiefbohrung
R a t u m , die ebenfalls ruhige Lagerungsverhältnisse an¬
traf, die das Karbon allerdings erst in größerer Tiefe er¬
reichte, sowie durch die Tiefbohrungen Vreden und Ei¬
bergen.

Von besonderem Interesse ist der Bau des südlichen
Vorlandes der Aufsattelungszone von Winterswijk. Hier
verschleiert zwar mächtigeres Diluvium und Tertiär viel¬
fach den Bau des älteren Untergrunds; immerhin finden
sich aber in Gräben, Wasserläufen und auf deutschem
Gebiet auch in Steinbrüchen eine genügende Anzahl von
Aufschlüssen, die auf holländischer Seite durch eine große
Zahl von Flachbohrungen ergänzt sind. Hieraus ergibt
sich, daß unmittelbar südlich des Schollenrandes alle jün¬
geren Formationen bis zur Oberen Kreide einschließlich
in einer schmalen Mulde eingefaltet sind, die parallel zum
Schollenrande streicht. Südlich davon folgt ein flacher
Sattel, in dessen Kern der Ort Weseke liegt. Um den

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Ort Weseke herum verlaufen in Sattelstellung die Schichten
des Cenomans und Turons. Unter diesen tritt Gault zu¬
tage und im Kern des Satetls liegen westlich davon in
großer Ausdehnung Schichten des Doggers und des Lias.

Dieser Bau der Aufpressungszone wiederholt sich bei
allen anderen bekannten Fundpunkten des älteren Gebirges
im Grenzgebiet, und zwar in den Aufpressungen, die als
Sattel von Lünten, Sattel von Alstätte und
Haarmühle und dem Sattel von Ochtrup-Gro¬
nau bekannt sind.

Durch die neue geologische Spezialaufnahme ist letz¬
terer am besten bekannt geworden (vgl. den Querschnitt
Isterberg — Bentheim — Ochtrup — Metelen auf Taf. I). An
der Oberfläche findet sich in diesem Sattel als ältestes
Glied der Schichtenreihe der mittlere Bundsandstein. Durch
die Tiefbohrungen Salzreich I und II ist hierunter der
Zechstein nachgewiesen und in einer der Bohrungen auch
das Produktive Karbon. Es zeigte sich, über Tage,
wie durch die Bohrungen, daß sich die Sattellinie nach
Osten heraushebt. * Die Bohrung Salzreich III, die nahe
dem Ostende des Sattels niedergebracht wurde, schien also
am meisten Aussicht zu haben, Zechstein und Karbon in
geringer Tiefe zu erreichen. In dieser Bohrung wurde
aber unter dem Buntsandstein stark gestörter Zeclistein
angetroffen, dessen Salzlager ausgelaugt waren, und unter
dem Zechstein, in dem' das Einfallen der Schichten allmäh¬
lich bis 90° zunahm, wurde der Bentheimer Sandstein der
Unteren Kreide angebohrt, der durch G. Müller auf Grund
von Versteinerungsfunden einwandfrei bestimmt werden
konnte.

Wir haben liier also eine sehr bedeutende Überschie¬
bung, die den ganzen Südost- und Südrand der Trias -Zech¬
stein scholl o* begleitet und die auch über Tage genau fest¬
gelegt werden konnte. Sie verläuft in der Nähe der er¬
wähnten Bohrung in nordost— südwestlicher Richtung und
biegt weiter westlich allmählich in ostwestliche Richtung
um. Sie wird weiter südlich von einer Parallelstörung
begleitet, die zwischen Cenoman-Turon und den älteren
Kreideschichten anzunehmen ist. Diese Störung ist weniger
gut aufgeschlossen. Ihr Vorhandensein ergibt sich jedoch
aus dem Verhalten der Kreideschichten und dem Aus¬
fallen verschiedener Schichtenglieder, insbesondere des ge¬
samten Gaults. Wie mir Herr Tn. Wegxeb in Münster
freundlichst mitteilte, hat er im Cenoman, südlich des Och-

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truper Sattels, senkrechte Schichtenstellung beobachtet. Mir
selbst stand in diesen Schichten kein so günstiger Auf-
schjuß zur Verfügung. Ich hatte jedoch den Eindruck,
daß stellenweise fast horizontale Lagerung anzunehmen ist.
Tatsächlich habe ich im Sommer 1923 auch etwas weiter
nördlich in den Schichten des mittleren Neokoms in der
Ausschachtung für einen Neubau sehr flache Lagerung¬
beobachtet. Diese Beobachtungen lassen sich mit denen
Wecjners sehr gut in Einklang bringen, wenn man annimmt,
daß südlich des Schollenrandes hier ebenso wie bei Winters-
wijk die Kreideschichten in einer stark gestörten und von
streichenden Störungen durchzogenen Mulde eingepreßt sind
oder wenigstens, wie in dem Profil auf Taf. I dargestellt, am
Schollenrande ähnlich wie am Osning aufgepreßt und schräg
gestellt sind.

Ebenso wie der Südrand der Triasseholle, wird auch der
Nordabfall von einer Anzahl von streichenden Störungen
begleitet, an der die Schichtenmächtigkeiten des Rots,
Muschelkalks. Wealdens und zum Teil auch des Neokoms
stark vermindert sind. Zum Teil sind diese Schichten in¬
folge der Störungen hier auch ganz ausgefallen. Nach
dem Ergebnis der geologischen Aufnahme kann es sich
hier nur um Überschiebungen handeln, deren Einfällen
flacher ist als das der davon betroffenen Schichten.

Mit diesen Überschiebungen sind eine große Anzahl
von Querstörungen verbunden, denen jedoch keine große
Bedeutung beizulegen ist. Es ist wahrscheinlich, daß die
übergeschobenen Schollen zerbrochen und zerrissen sind ui^l
infolgedessen von zahllosen Querverwerfungen geringeren
Umfangs durchsetzt werden, deren Weiterverfolgung in die
hangenden und liegenden Schichten nicht möglich ist.

An diesen steil aufgepreßten Ochtrup e r Hors t
schließt sich im Norden die sehr breite Bre c h tem uld e
an, die in der Literatur auch unter der Bezeichnung Bent-
heim-Ochtruper Toneisenstein-Mulde2) bekannt ist. Die
Mulde hat ungefähr eine Breite von 8 bis 10 km und au/
beiden Flügeln gleichmäßiges, flaches Einfällen bis zu
30°. Der westliche Muldenschluß wird auf holländischem
Staatsgebiet bei dem Dorfe Losser durch einen nordsüd*

2) Die Verbindungslinie Bentheim-Ochtrup läuft quer zum
Streichen der Muldenachse. Bentheim liegt auf dem nördlichen
Muldenflügel, Ochtrup noch südlich des die Mulde im Süden ab
schließenden Horstes oder Sattels. Die Bezeichnung- der Muld**
nach diesen beiden Orten ist also ungenau und irreführend.

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lieh verlaufenden Zu g des Gildehäuser Sandsteins bezeich¬
net. Nach Osten hin läßt sich die Muldenlinie bis in die
obere Kreide dos Bilker Berges verfolgen. Im Südflügel
der Mulde, die fast ganz mit den gleichmäßigen tonigen
Schichten des Neokoms erfüllt ist, treten wahrscheinlich noch
eine oder mehrere streichende Verwerfungen auf, da der
Wechsel dos Einfallens auf andere Weise hier nicht zu
erklären ist. Die genaue Lage dieser Störungen läßt sich
in den petrographisch eintönigen Schichten nicht ganz sicher
festlegen.

An die Brechte-Mulde schließt sich nördlich der S c h ü t -
torfer Sattel an, der von E. Harbort Alter der Be¬
zeichnung Bentheim-Isterberger Sattel3) in der Literatur
bekannter gemacht ist. Auch dieser Sattel ist ebenso wie
die südlich vorgelagerte Brechtemulde eine breite, weit-
spannige Schichten Verbiegung, die in auffälligstem Gegen¬
satz zu dem Ochtruper Horst steht. Der Bau dieses Sattels
ist durch die von Harbort beschriebenen Bohrungen und
gute Aufschlüsse über Tage sehr gut bekannt. Sein Süd¬
flügel wird durch die Bergrücken des Bentheimer und
des Gildehäuser Sandsteins bezeichnet. Im Nordflügel senkt
sieh der Bentheimer Sandstein mit einem Einfällen bis zu
o im Isterberg wieder fein. Der Sattel taucht nach Westen
hin unter und seine Flügel scheinen sich im Bentheimer
Sandstein noch vor der holländischen Grenze zusammen
zu schließen. Es ist jedoch wahrscheinlich, daß sich weiter
westlich ein nochmaliges Herausheben des Sattels vor¬
finden wird, da weiter westlich auf holländischem Staats¬
gebiet wiederum Schichten des Wealden erbohrt sind. Über
Tage macht sich das Herausheben des Sattels nach Osten
hin deutlich durch ein Divergieren der Sattelflügel bemerk¬
bar. Die Tiefbohrung Bentheim im Bentheimer Wald stand
also an einer verhältnismäßig ungünstigen Stelle. Wahr¬
scheinlich sind die Salz und Petroleum führenden Schichten
in wesentlich geringerer Tiefe bei Schüttorf zu erreichen.
Hierfür spricht außer den angeführten Gründen auch da«
Auftreten eines kreisrunden Erdfalles in der Vechte-
niederung nahe an der Eisenbahn von Schüttorf nach Salz¬
bergen, der auf die Auslaugung von Gips oder Salz zurück -

3) Hinsichtlich der Bezeichnung nach den auf den Flügeln
liegenden Bentheim und Isterberg gilt ähnliches wie bei der
ikefhtemulde. Hie Bezeichnung „S c h ü 1 1 o r f e r Sattel“ nach
(lem in der Sattelachse liegenden Städtchen dürfte zweckmäßiger
sein.

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zuführen ist. Ob es sich hierbei um Auslaugrung löslicher
Schichten im oberen Jura, im Röt oder Zechstein handelt,
steht noch nicht fest, wahrscheinlich dürfte es sich bei
dem sehr einfachen Bau des Sattels um Juraschichten
handeln, so daß hier also der Zechstein und dessen Unter¬
grund wenigstens 400 bis 500 m früher erreicht werden
können als in der Tiefbohrung Bentheim I.

Wie weit sich der Sattel nach Osten hin fort*
setzt, ist unbekannt. Er verschwindet bereits östlich
von Schüttorf unter mächtigeren Diluvialmassen, die sich
von liier bis weit östlich der Ems ausdehnen. Es wäre denk¬
bar, daß wir hier die Fortsetzung der Osningachse zu
suchen haben, die in der Gegend von Rheine aus ihrer
herzynischen Richtung in die reine Ostwestrichtung um¬
biegt. Allerdings hat sich ihr Charakter hier vollkommen
geändert. Aus der starken schmalen mit Überschiebungen
verbundenen Aufpressung des Osnings wräre dann hier eine
ganz flache weitspannige Verbiegung geworden, die in ihrer
Erscheinungsform kaum noch Ähnlichkeit mit- einander haben
und demnach auch in der Ursache verschieden sein müssen.

Mit dem Ochtruper Sattel kann die Osningachse nicht
in Verbindung gebracht werden, da sich dieser Sattel auch
in der oberen Kreide fortsotzt und sich im Untersenon
noch bis in die Gegend von Burgsteinfurt bemerkbar macht.
Zwischen der holländischen Grenze und dem Rotenberg,
östlich von Ochtrup, verläuft er fast genau ostwestlich und
biegt erst hier über Wettringen bis über Burgsteinfurt hinaus
in die herzynische Richtung um. Im östlichen Teil ver¬
läuft also die Sattellinie bereits parallel zur Osningachse,
kann also nicht als deren Fortsetzung angesehen werden.

Weniger bekannt als die beiden erwähnten Sättel von
Ochtrup und Winterswijk sind die Sättel von Lünten und von
Alstätte. Der Sattel von Lünten ist bereits auf der
DKCHEXschen Karte verzeichnet. G. Müller hat später
den Nachweis geführt, daß der vermeintliche Obere Jura
v. Dechens Muschelkalk ist. Von besonderem Interesse
ist, daß in der östlichen Fortsetzung des Sattels ausgedehnte
Flächen mit Braunkohlentertiär liegen, das sonst in dieser
Gegend vollständig fehlt. Die Erhaltung dieser Schichten
kann nur darauf zurückgeführt werden, daß hier ein Ein¬
bruch infolge Auslaugung löslicher Schichten erfolgt ist.
Nach dem Vorkommen des Muschelkalks unmittelbar west¬
lich von dieser Tertiärfläche müssen wir annehmen, daß
die Auslaugung die Rötsalze betroffen hat. Es ist also

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wahrscheinlich, daß inan in diesem Gebiet, dessen genauere
ireologische Aufnahme für diesen Sommer vorgesehen ist,
unmittelbar unter dem Tertiär und unter Resten von Röt den
mittleren Buntsandstein erreichen wird. Der Lüntener
Sättel wird ebenso wie der Sattel von Winterswijk und der
von Ochtrup im Süden von einer streichenden Störung
begrenzt. Südlich von dieser ist auch hier die Kreide ein¬
gefaltet. Auch in dieser Eigenschaft stimmen die drei
Sättel vollständig mit einander überein.

Das gleiche gilt auch von dem Sattel vonAlstätte-
Haarmühle, der nur wenig auf deutsches Gebiet Über¬
tritt. Ob diesem Sattel die gleiche Bedeutung zukommt
wie den drei großen Sätteln von Winterswijk, Lünten und
Ochtrup, steht vorläufig noch nicht fest. Es ist nicht aus¬
geschlossen, daß es sich hier um eine flachwellige, weit-
spannige Verbiegung, ähnlich wie beim Schüttorfer Sattel,
handelt. Hierfür würde jedenfalls die flache Lagerung
in allen Teilen des Sattels und die Ergebnisse der ver¬
schiedenen holländischen Tiefbohrungen in der westlichen
Fortsetzung bei Buurse und Boekelo sprechen. In allen
Bohrungen ist dort in geringer Tiefe mit flacher Lagerung
Röt und Bunt Sandstein erbohrt.

Bei allen diesen Sätteln ist also das Charakteristische,
öaß die starken Aufpressungen, verbunden mit Überschie¬
bungen, sich auf die schmale südliche Randzone einer
Scholle beschränken. Nördlich von dieser Randzone herr¬
schen in ganz geringer Entfernung vom Schollenrand voll¬
kommen ruhige Lagerungsverhältnisse. Es folgen auf den
stark gepreßten Schollenrand meist noch einige weit-
spannige, flache Verbiegungen der Schichten, die nach
Norden hin ausklingen, bis sich an der nächsten Scholle
die Pressungserscheinungen wiederholen. Wir haben es
demnach in diesem Gebiet nirgends m’it einer eigent¬
lichen Faltung, die etwra der spätkarbonisehen Faltung
vergleichbar wäre, zu tun, sondern nur mit gepreßten
Schollenrändern, wobei die Wirkung der Aufsattelung
durch die Plastizität der Zechsteinsalze naturgemäß er¬
höht ist.

Von ganz besonderer Wichtigkeit ist aber, daß die Auf¬
pressungen der verschiedenen schmalen Sättel sich nicht
auf die Schichten vomZechsteinsalzaufwärts
beschränken, sondern daß auch der präsali-
nare Untergrund in gleich starker Weise
davon betroffen ist. Die Tatsache, daß auch das

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Paläozoikum stark hochgepreßt ist, ist durch verschiedene
Bohrungen bei Winterswijk, Oeding und Ochtrup einwand¬
frei nachgewiesen. Die Zechsteinsalze haben lediglich be¬
wirkt, daß die Aufwölbung der Schichten über ihnen eine
noch intensivere wurde.

Vergleicht man dieses Gebiet mit den anderen deutschen
Salzgebieten, besonders zwischen Harz und Flechtinger
Höhenzug, das vor kurzem von Herrn Woldstedt in einem
leider noch nicht gedruckten Vortrage in der Preuß. Geo¬
logischen Landesanstalt sehr klar dargestellt wurde, so
ergibt sich eine auffallende Übereinstimmung in der Tektonik,
die sich in dem auffälligen Wechsel schmaler Aufpressungs¬
zonen mit breiten, ungestörten und nur sehr schwach ver¬
bogenen Schollen ausprägt. Das Bild der tektonischen Groß-
und Klcinformen ist hiernach im holländischen Grenzgebiet
das gleiche. Nach meiden Beobachtungen im westlichen West¬
falen und Hannover ist daher auch mit großer Wahrschein¬
lichkeit anzunehmen, daß auch zwischen Harz und Flechtin-
ger Höhenzug und in anderen Gebieten m e h r a 1 s bisher
angenommen wurde, derpräsalinare Untergrund
an den Aufpressungen beteiligt ist und daß die Plastizität
der Zechsteinsalze n u r eine Vermehrung der Aufwölbung
in den höheren Schichten hervorgerufen hat. Wo in jenen
Gebieten nicht einwandfrei die vollkommen horizontale Lage
des unteren Zechsteins nachgewiesen ist, müssen wir nach
diesen Erfahrungen an der holländischen Grenze annehmen,
daß auch das Paläozoikum unter dem Zechstein mit auf-
gewölbt ist und daß damit auch das Produktive
Karbon in anderen Gegenden am Rande des
norddeutschen Flachlands in erreichbare
Tiefe heraufkommt.

Es bleibt noch die Frage zu prüfen, ob diese an der
holländischen Grenzö 1 nachgewiesenen Achsen in Zusammen¬
hang gebracht werden können mit den von H. Stille am
Ostrand des Münsterschen Beckens festgelegten Achsen.
Nach meiner Auffassung ist die Osningachse w öst¬
lich der Ems nicht mehr vorhanden. Ihre Fort¬
setzung macht sich höchstens in dem flachen Schüttorfer
Sattel bemerkbar. Hier hat offenbar der südlich vorgelagerte
Schollenrand den Druck aufgefangen, der im Osning zur
Aufwölbung der Osningachse führte.

Ob Stilles Berlebecker Achse nach Westen hin
durchgeht, ist nicht sicher nachzuweisen. Es ist jedoch
wahrscheinlich, daß wir die westliche Fortsetzung dieser

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Achse in dem Sattel von Rothenfelde und weiter westlich
im Oehtruper Sattel zu suchen haben. Wenn diese Auf¬
fassung richtig ist, so würden wir uns in den Sätteln
von Alstätte und Lünten die westliche Fortsetzung der
beiden Äste der Driburger Achse vorstellen können
und hätten im Winterswijker Schollenrand die westliche
Fortsetzung der Warburger Achse zu erblicken. Mit
Sicherheit ist ein solcher Zusammenhang nicht na-chzuweisen.
Die Übereinstimmung der Zahl der Achsen, die östlich
und westlich des Münsterschen Beckens unter der oberen
Kreide auftauchen, und ihrer Lage zur Osningachse, die
als die bedeutendste anzusehen ist, ist jedoch höchst auf¬
fällig. Ein Nachweis wird durch geophysikalische Unter¬
suchungsmethoden (Pendel- und Drehwagemessungen) zu
erbringen sein. Solche Untersuchungen würden wegen der
sicher vorhandenen Aufwölbungen der älteren Schichten
mit ihren nutzbaren Ablagerungen nicht ohne#praktische
Bedeutung sein.

Über das Alter der Aufpressungen an der hol¬
ländischen Grenze sind wir verhältnismäßig gut unter¬
richtet. Die Aufpressung stellt nicht einen einmaligen Vor¬
gang dar, sondern hat sich offenbar im Wechsel von
Perioden der Ruhe und der Bewegung über einen längeren
Zeitraum ausgedehnt. Während in der Bohrung Bentheim I
unter dem Wealden der Jura fast vollständig vorhanden
ist, fehlt er im Oehtruper Sattel bereits vollständig.. Hier
müssen also bereits vor Ablagerung des Wealden Be¬
wegungen eingetreten sein, die zur Zerstörung des gesamten
Jura geführt haben. Vom Wealden bis zum oberen Turon
haben wir hier ein lückenloses Profil. In dieser Periode
können hier nur kleinere Gebirgsbewegungen erfolgt sein,
deren Wirkungen sich in dem Auftreten der Kreidesand¬
steine und in . Rotfärbungen darin äußern, die auf Zer¬
störung von Bunteandstein hindeuten. Dagegen sprechen
die Seichtwasserbildungen im Cenoman und Turon in der
Gegend von Wessum, Wüllen und Stadtlohn dafür, daß
in dieser Periode eine stärkere Aufwölbung des Schollen¬
gebiets an der holländischen Grenze bereits einsetzte, ohne
daß irgendwo die Meeresoberfläche erreicht wurde.

Zweifellos tauchte das ältere Gebirge jedoch zur Unter-
senonzeit schon stellenweise an die Oberfläche. Hierfür
spricht nicht nur das Auftreten der sandigen Fazies im
Untersenon im westlichen Teil des Münsterschen Beckens,
sondern ganz besonders die Ausbildungsform dieser

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Schichten südlich von Ochtrup. Hier finden sich in den
sündigen Untersenonschichten sehr häufig Gerolle und
Bruchstücke von Röt und Buntsandstein, ganz besonders
auch von weichen tonigen Gesteinen des Bundsandsteins, die
durch die Brandung aus nächster Nähe herangeschafft sind.
Ihren Höhepunkt erreichte die Aufpressung der Schollen¬
ränder jedoch erst im Tertiär, da auch das Untersenon
aufgerichtet ist und die Sättel mantelförmig umgibt. Es
läßt sich das ganz besonders im Sattel von Winterswijk-
öding und noch besser an dem von Ochtrup nachweisen.

Die Be wegungs Vorgänge sind liier wahrscheinlich nicht
nur einfaches, wiederholtes nickweises Absinken, sondern
Schaukelbewegungen gewesen, ähnlich wie wir sie in
ständiger Wiederholung seit dem Spätkarbon bis in die
Neuzeit an den Bruchlinien im Innern der niederrheinischen
Bucht kennen.

• •

Uber Wesen und Ursprung der postvaristischen
Tektonik Nordwestdeutschlands.

Ein Beitrag zur Kinematik der Schrägschollengebirge.

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am J. März 1924.)

Von Herrn H. Qi iking.

(Hierzu Tafel II und 3 Textfiguren.)

Seit etwa zelm Jahren steht die Frage nach Art und
Ursache der nachvaristischen Bewegungen in Norddeutsch¬
land im Vordergrund des Interesses. Ei Je reiche Literatur
ist- entstanden; reich an Beobachtungen, Deutungs versuchen
und Gegensätzen. Derjenige, dem die Probleme im einzelnen
fernerliegen, glaubt- insonderheit zwei grundsätzlich ver¬
schiedene Anschauungen erkennen zu können: eine ältere,
von Stille und seinen Schülern getragene, die das Be¬
wegungsbild durch Faltungsvorgänge, tangentiale Pressun¬
gen, entstanden ansieht, und eine jüngere, die aus den
tatsächlichen Beobachtungen, insbesondere der räumlichen
Lage der Verwerfungen, tangentiale Pressung u n d Zerrung
?,ls bewegende Faktoren ableiten will. Eine dritte Ansicht,

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in markanter Form von Lachmann1) ausgesprochen, die
den Zechsteinsalzen eine aktive Rolle zubilligen
wollte, scheint überwunden zu sein. Dem Salz wird nur
noch Passivität zuerkannt, die Fähigkeit hydrodyna¬
mischen Aufquellens auf Störungszonen unter Belastungs¬
druck, wie üabbort2) überzeugend dargetan und Schuh3)
durch Versuche erhärtet hat.

Immerhin ist und bleibt die bedeutende Salzablage¬
rung im Untergrund der Senken zwischen den Mittel¬
gebirgen und im Bereich einzelner Schwellen ein schwer zu
eliminierender Faktor, und so ist es wohl zu erklären,
daß über Wesen und Ursprung der rein tektonischen Be¬
wegungen des praesalinaren Untergrunds noch so wenig
Klarheit herrscht. Die ausgleichenden Untersuchungen *
Haabmanns4) und Schuhs5) bedeuten zwar einen wesent¬
lichen Fortschritt, beide haben es aber nicht vermocht,
ihre Ansichten so durchschlagend und eindeutig zu ge¬
stalten, wie dies Stille gelungen ist. Stilles Auffassung,
geläutert6) im Widerstand gegen einen berechtigten An¬
griff Lachmanns7), hat zweifellos viel für sich, da eine
große Zahl von Beobachtungen für eine Druckst r*uktur
des saxonischen Feldes spricht.

Wenn ich es unternehme, zur Klärung der Frage bei¬
zutragen, • so bin ich mir bewußt, daß dies nur unter
günstigsten Verhältnissen gelingen kann. Wir brauchen
ein Gebiet, aufgebaut aus mesozoischen und känozoischen
Sedimenten, das genügend aufgeschlossen und das möglichst
salzfrei ist. Ferner ist es erforderlich, daß Lagerungs-
Verhältnisse und Schichtenfolgc, vom varistiseh gefalteten
Untergrund angefangen, auf große Flächen hin zu

r) R. Lachmann, Der Salzauftrieb, geophys. Studien über
den Bau der Salzmassen Xorddeutsohlands. Kali 1910.

2) E. Hakbort, Zur Geologie der nordhamio versehen Salz¬
horste. Diese Ztschr. 1910. Bd. 62, S. 326 ff.

3) F. Scuun, Beitrag zur Tektonik unserer Salzstocke. Kali.
1922. Heft 1.

4) E. Haarmann, t'ber Stauung und Zerrung durch einmalige
und wiederholte Störungen. Diese Ztschr. 1920. IUI. 72, Abs.,
S. 218 ff.

5) F. Schuh. Die saxoniselie Gebirgsbildung. Kali. 1922.
Heft 8, 9, 15, IG.

6) H. Stille, Hebung und Faltung im sogenannten Scholien-
Gebirge. Diese Ztschr. 1910. Bd. 08. Monatsber., S. 269 ff.

7) R. Lachmann. Zur Klärung tektonischer Grundbegriffe.
Eine Entgegnung auf Stilles „Saxoniselie Faltung“. Diese
Ztschr., 1914. Bd. Ob. Monatsber., S. 227 ff.

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überschauen sind. Gewiß ist die Kleintektonik von Wert,
deutbar ist sie aller nur im Rühmen der weiteren Um¬
gebung, des Ganzen.

Diese Bedingungen erfüllt nur e i n Gebiet in Nord¬
westdeutschland, das Becken von Münster mit seinen
Randzonen, der Niederrheinischen Bucht, denatektonischen
Schwellen von Winterswijk und Osnabrück. Das in diesem
Gebiet — vom Krefelder Horst und der Gegend von Wieden¬
brück abgesehen — überall im Untergrund entwickelte
produktive Karlxm hat eine so rege Bohrtätigkeit veranlaßt,
daß wir über Schichtenentwicklung und Lagerung bis zur
1400-m-Isohypse im wesentlichen unterrichtet sind. Und
dort, wo Mesozoicum und Tertiär über 1400 m mächtig
werden, bei Warendorf, Münster, Saerbeck und nördlich
von Wesel, bietet uns die ausgezeichnete eingehende Unter
suchung Bärtlings8) eine Handhabe, die in ihrer größten
Tiefe noch nicht erreichte Karbonoberf lache wenigstens mit
einiger Genauigkeit wissenschaftlich abzuloten.

Ich darf aber noch eine Bemerkung vorausschicken:
Einen Versuch, wie ich ihn durchführen will, hat in ähn¬
licher Form bereit« K. Lehmann9) unternommen. Leider
aber hat Lehmann, so außerordentlich befruchtend auch
seine Trogtheoric für die Deutung des Entstehungs-
mechanismus alpiner Faltengebirge geworden ist, für unser
Gebiet zu sehr das zeitliche Moment außer acht gelassen.
Es geht nicht an, die großen Querstörungen Westfalens,
deren Hauptausbildung im Oberkarbon und Rotliegenden
erfolgt ist, zum hypothetischen „saxonischen Trog“ Ever¬
dings in Beziehung zu setzen, einem Gebilde heterogen¬
ster Tektonik, das aus den verschiedenartigsten Bewegungen
im Jura, in der Oberkreide, im Alt- und Jungtertiär hervor¬
gegangen ist. Bei allen tektonischen Untersuchungen ist
es erstes Erfordernis, alle Vorgänge streng zeitlich zu
gruppieren; nur das Gleichaltrige oder doch nahezu Gleich
altrige können wir genetisch verknüpfen.

In Erfüllung dieses Grundsatzes beschränke ich mich
bei meinen Darlegungen vorerst auf die in sich wiederum
gegliederte vorletzte Phase der Gebirgsbewegungen Nord-

8) R. BAkti.ixg, Transgressionen, Regressionen und Fazies
verteilung in der Mittleren u. Oberen Kreide des Beckens von
Münster. Ztschr. d. 1). Geol. Ges., Bd. 72, 1920, S. 161 ff.

9) K. Lehmann, Bas rheinisch- westfälische St?i nkohlenge birge
als Ergebnis tektonischer Vorgänge in geologischen Trögen. Glück¬
auf, i020. S. 2.S9 ff.

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deutschlands, die als Senkungsphase in der Oberkreide ihren
Anfang genommen hat und im Mittleren Tertiär abge¬
klungen ist. Erst weiterhin werde ich auf die dynamisch
einfachere Jüra- Unterkreidephase und die im Mittelmiocän
beginnende Hebungsphase eingehen.

" Die Sehrägschoile von Münster.

Auf Tafel II ist ein maßstabgetreues Profil von Kempen
zur Ibbenbüren er Bergplatte, also etwa senkrecht zur Nieder-
rheinischen Bucht und zur Osning-Flexur, wiederge geben.
Wir sehen, wie das typische Schollenfeld der Niederrheini¬
schen Bruchzone langsam in ein wenig gestörtes Tafelland
übergeht, dessen Karbonuntergrund gleichmäßig mit 1:34
also Mach nach NO einfällt, bei Saerbeck etwa seine tiefste
Lage erreicht, um dann plötzlich aufzusteigen, so daß im
Schal berg von Ibbenbüren höchstes Karbon zutage tritt
Danach zeigen die Sedimente wieder annähernd horizontale
Lagerungs Verhältnisse.

Zwei tektonische Großformen stoßen in der herzyniscji
streichenden Osning-Flexur zusammen: die Scholle
von Münster und die Scholle von Osnabrück.

Wenn wir versuchen wollen, den tektonischen Vorgang
der Neigixng der Scholle von Münster und der Bildung
der Flexur zu begrenzen, so bietet sich als zeitlicher Aus¬
gangspunkt die Transgression der Oberkreide. Die nach N
geneigte Abrasionsfläche muß damals, als ' die Brandungs¬
woge des Cenomanmeeres über sie hinwegging, noch hori¬
zontal gelegen haben. Erst danach ist die Scholle einseitig
gesenkt worden. Der Vorgang hat im Cenoman begonnen.
Unterbrochen im Eocän und Unteroligocän, nahm er nach
fast vollständiger morphologischer Einebnung im Mittel¬
und Oberoligoeän seinen Fortgang, um kurz vor der im
Mittelmiocänen beginnenden Hebung zu kulminieren. Der
Uferrand des Oberkreidemeeres lag bei Duisburg und dort
lag auch der Drehpunkt der Scholle von Münster hei ihrem
Kippen.

Die D r u c k f 1 e x u r (Stufenfalte) des Osning.

Während die Scholle von Münster sich einseitig nach N
neigte, blieb die Scholle von Osnabrück zurück, und es
entstand eine Verbiegung (Gelenkfalte, Stufenfalte) an der
Stelle, wo schon durch frühere tektonische Bewegungen
eine kritische Zone geschaffen war, wo Spaltenbündel,
namentlich jurassischen und vielleicht auch altkretazischen

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Alters, bestanden, an der Osning-Bruchzoue. Dort äußerte
sich durch die Schrägstellung der Scholle von Münster eine
starke tangentiale Druckspannung und bildete die Bruch-

....... Sudo'ylgreme äcs Tertiärs

■+ + ■*■■*■ Huste des Genonw/imrei es

• - Verbreitung der Oberkreide

vwuuuu Sudostgrenze des produk¬
tiven Carbons

• • i : • 1 ; i : : ■ : Pressungszonen J \derSdtr*Q -

Vv\ Bruchzonen JÄÄ*
vs X 4/rtertfJrs

• Tiefbohrungen tu ürnenf

X •• ’ * nicht tu stur • f

CarbwobtH tiche durchge fuhrt //Gi

- ProftUinien

Fig. 1. Strukturbild der Schrägscholle von Münster und ihrer
Umrandung.

Die zugehörigen Profile sind auf Taf. II wiedergegeben.

zone zu einer Flexur, einer Stufenfalte, um. Der Vorgang
sei durch nebenstehende Skizze (Fig. 2) erläutert.

Wir erhalten ein Bild, das vergleichbar ist demjenigen,
das ich zur Veranschaulichung tektonischer Bewegungen
größeren Ausmaßes in den Ostkarpathen10) gezeichnet habe.

10) H. Quiring, Gebirgsbau der Ostkarpäthen, Deckenlehre
und Vulkanismus. Diese Ztschr., 1921, Bd. 73. Monatsber., S. 108 ff.

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Die Homologie läßt vermuten, daß die Sehrägschollen-
theorie zur Erklärung zahlreicher tektonischer Be¬
wegung s Vorgänge herangezogen werden kann.

Die Osning-Flexur ist kein Faltengebirge, auch wenn
sie stellenweise Überkippungen und Überschiebungen auf¬
weist. Diese stärkeren und meist nach SW gerichteten
Druckerseheinungen im Bereich der Osningsehwelle deuten
geradezu an, daß sie mit der einseitigen Senkung der Scholle
von Münster genetisch verbunden sind, die in gewissem
Sinne die Scholle von Osnabrück unterstoßen hat. Wie in

Zerrungsgelenk

Bruchzone
Bes Miederrheins

Pressungsgelenk

ßdenkfatten (Stufen fetten) ^NO

desDsnmg

-m

Scholle

von

Osnabrück

Fig. 2. Die Schrägstellung der Scholle von Münster und die
Bildung der Bewegungsformen an den Schollenrändern in der
Oberkreide-Alttertiär- Phase.

den Ostkarpathen, ist die Überschiebun£srichtung
durch die Höhenlagederbeiden Großschollen
zueinander gegeben.

Erwähnung verdient in diesem Zusammenhang, daß die
Überschiebungen weitgehend durch die bereits vorhandenen
Störungen vorgezeichnet werden zu sein scheinen. Vor¬
handene Klüfte, früher, z. B. in der Jurazeit, vielleicht als
e-*ht«* Zerrungsspalten (Sprünge) angelegt, sind durch die
Stauchung und Aufrichtung der Schichten in der Ober¬
kreide-Alttertiärphase in eine flacher geneigte, ja sogar
horizontale Lage geraten und wurden so zu GleitfVäclien
für flache Überschiebungen. Meine Anschauungen decken
sich, wie ich hervorheben darf, mit denen der Herren
Bartling, Mestwerdt und Haack, die im Bereich des hier
behandelten Gebiets arbeiten, und ich glaube, daß auch
Herr Stille ihnen beipflichten wird.

Die Bruchzone des Niederrheins.

Der Horst von Krefeld, schon zur Karbonzeit stabil,
umbrandet von der karbonisehen Flach sec, war im Verein

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mit dem östlich anschließenden devonischen Rumpf für
die schräggestellte Scholle von Münster das Scharnier.

Betrachten wir zunächst einmal zurückschauend auf
Abb. 2, welche dynamische Rückwirkung das einseitige
Kippen der Scholle auf das Gebiet der Drehachse hat:

Die Scholle wird sich dort um dasselbe Maß von der
benachbarten Scholle von Brabant entfernen, wie sie
sich der Scholle von Osnabrück genähert hat. Hypothetisch
muß eine riesige Zerrspalte entstehen, die allerdings sofort
durch Abbrechen der Wände an Böschungssprün*
gen sich zur Grabenzone umbilden wird.

Diese theoretisch zu fordernde Grabenzone besteht: es
ist die Niederrheinische Bucht, soweit sie in cenomaner und
po8tcenomaner Zeit eingebrochen ist.

Das Maß der Pressung und Zerrung.

Aus Flözprofilen habe ich vor etwa zehn Jahren zum
erstenmal Zerrungszahlen zur Ausdeutung tektonischer
Bewegungen berechnet. Jetzt, wo wir die genetischen Zu¬
sammenhänge zwischen einseitiger Senkung und Zerrung
bzw. Druck genauer überschauen, ist es deduktiv möglich,
aus der Neigung der Großschollen die Zerrungszahl für den
Zerrungsrand zu berechnen.

Nehmen w ir z. B. an, daß sich der Nordostrand der
Scholle von Münster gegen die Scholle von Osnabrück um
2500 m gesenkt11) hat und daß die Scholle von Münster
eine Gesamtlänge von 100 km in der gewählten Profil -
linie besitzt, so ergibt sich durch die Schrägstellung am
Widerlager, der Scholle von Osnabrück, eine Zusammen¬
pressung, die um so größer ist, je mächtiger die sich senkende
Scholle ist. Ein erster Annäherungswert läßt sich nach
der Beziehung

Schollenmächtigkeit _ Pressung

Schollenlänge Senkung, bezogeri auf die Nachbarscholle
ermitteln. In nachstehender Tabelle sind die verschiedenen
Prcssungszahlen. die sich bei der Annahme verschiedener
Schollenmächtigkeiten ergeben, zusammengestellt.

u) Es ist hierbei gleichgültig, ob es sich um eine absolute
Senkung, bezogen auf den Erdmittelpunkt, oder um eine relative
Senkung, bezogen auf den Meeresspiegel bzw. die benachbarte
Scholle, handelt.

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Maß des linearen Zusammenschubes bzw. der Zerrung
an den Rändern einer schräggestellten Großscholle.

Schollenlänge
bzw. -breite

. Relative Senkung Linearer Zusammen-
Scbollen- b*w. Hebung gegen- scbub am 8enknngg-

mächtigkeit ' ober der Nachbar- rand bzw. Zerrung am
° Scholle Hebungsrand

100 km 1

i 40 km
j 50 km

70 km
! 100 km

1 km

2,5 km | l’ff

2,5 km

Legen wir eine Schollenmächtigkeit von 60 km zugrunde,
so hat sich die Scholle von Münster bei der Schrägstellung
um 1.5 km an die Scholle von Osnabrück herangeschoben,
In der Tat zeigt die geologische Aufnahme, daß derOsning
einen Zusammenschub etwa dieses Betrags erfahren hat

Angenähert denselben Wert muß die jungkretazische und
tertiäre12) Zerrung im Niederrheingebiet erreichen. Be¬
schränken wTir die Auswirkungen der Zerrung auf die West¬
hälfte der Scholle von Münster, so bedeuten 1,5 km etwa
3bb der ursprünglichen Ausdehnung. Auch diese Zahl
liegt durchaus in der Größenordnung, die wir für die
jüngere Schollenbewegung . im Niederrheintalgraben an-
nehrnen dürfen; berechnet doch beispielsweise Lehmann
die gesamten postkarbonischen Bewegungen an den Sprüngen
Westfalens auf 6 km = 10o/0 Zerrung, bezogen auf die
Gesamtlänge des bisher aufgeschlossenen Steinkohlenbeckens.

Die Schwelle von Winterswijk-Ochtrup.

Jede Großscholle muß mehrere Scharniere besitzen —
ein sehr wichtiges Scharnier ist beispielsweise die Egge — ,
daher sei durch die Scholle von Münster noch ein zweites
Profil gelegt.

Durch die Bohrungen auf Steinkohle und Salz im
preußisch-holländischen Grenzgebiet18), bei Ochtrup* Buurse,
Vreden, öding, Ratum und Oorle ist bekannt geworden, daß

12) Im Niederrheingebiet sind die Abbrüche, die zur Schräg¬
schollen -Phase der Oberkreide und des Alttertiär gehören, nicht
von der Schollenbewegungen zu trennen, die der im Mittelmiocän
beginnenden allgemeinen Hebungsphase zuzuordnen sind. Es ist
auch anzunehmen, daß in der niederrheinischen Bruchzone die
Bildung von Böschungssprüngen noch angedauert hat, als am
Osning die Druckspannungen zur Ruhe gekommen waren.

1S) Vgl. P. Krusch, Der Gebirgsbau im holländisch-preußischen
Grenzgebiet von Winfcerswijk, Weseke, Buurse usw. Diese Ztschr.,
1919, Bd. 71, S. 139 ff.

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nordwestlich der tiefsten Depression des Kreidebeckens bei
Koesfeld die; Karbonoberfläche ebenfalls unvermittelt auf-
steigt und beispielsweise bei Oorle sich der heutigen Tages¬
oberfläche bis auf 690 m näJiert.

Legen wir ein Profil von Hagen über Recklinghausen
nach Winterswijk, so ergeben sieh Lagerungs Verhältnisse,
die auf Taf. II wiedergegeben sind.

Auch auf der NW-SO-Linie erhalten wir eine geneigte
Scholle: eine nach NW abfallende Tafel, die bei Öding
zur Scholle von Gelderland aufsteigt. Wie am Osning liegt
zwischen der tieferliegenden Scholle und der höherliegenden
ein Pressungsgelenk, eine Gelenkfalten zone. Wir
haben also auch bei diesem Profil, das etwa senkrecht zu
dem Profil Duisburg-Ibbenbüren gelegt ist, gewissermaßen
eine Unterschiebung der Scholle von Münster unter die
benachbarte Großscholle, die der sinkenden Scholle als
Widerlager gedient hat. Die sowohl in den Bohrungen bei
Öding als bei Ochtrup nachgewiesenen Überschiebungen,
von denen die Ochtruper Überschiebung der Oberkreide-
grenze paruHel läuft und zur gesunkenen Scholle hinge¬
richtet ist, beweisen den ursächlichen Zusammenhang zwi¬
schen der einseitigen Absenkung der Scholle von Münster
und der Bildung der Pressungsgelenke am NW- und
NO-Rande.

}

Die B e d e u t u n g.-dtf r E n n e p Ö r u n g.

Die nebenstehende Strukturskizze 3) soll die

cenomanen und postcenomanen Bewegungen der Scholle von
Münster veranschaulichen :

Aus der Skizze geht hervor, daß ich die große hypo¬
thetisch zu fordernde Zerrungsstörung am SüdosJtrand der
Schrägscholle von Münster in der Ennepe talstör ung
sehe. Ihr wahrer Charakter war lange umstritten. Und
ich freue mich, den Herren Fuchs14) und Paeckelhakx13).
die immer wieder die Sprungnatur dieser riesigen Störung
betont haben, in meiner Ableitung eine mechanische Er¬
klärung für das Vorhandensein eines echten Abbruchs geben
zu können.

1!) A. Fuchs, Krläuterungon zu Bl. Hagen „'.ler geol. Spezial-
karte von Preußen“. Berlin, 1911.

|S) Pakckklmann, Oherdevon und Interkarlon der Gegend
von Binnen. Jahrh. d. Geol. Landesanst., Berlin 192), Teil 11.
S. 103 ff. — Ders., I)^*r geol. Biu des Vell>?rtc?r Sattels. .Tahrg,
d. Geol. Landesanst. für 1923.

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Ais weiteres Postulat ergibt sich, daß die Hauptbewegun-
gen auf der Ennepetalstörung und ihren Parallelsprünge»
in genetischem und zeitlichem Zusammenhang mit der ein¬
seitigen Senkung der Schrägscholle von Münster in der
Oberkreide und im Alttertiär stehen müssen und bis ins
Jungtertiär hinein nachgewirkt haben 'können. Gewiß haben
auch auf der Ennepetalstörung, ebenso wie am Osning-
Gelenk und den Sprüngen des Niederrheingebiets schon

Fig. 3. Die Horizontalbewegung der Scholle von Münster
in der Oberkreide- Altterti&r-Phase.

vor Ablagerung der Oberkreide tektonische Bewegungen,
z. T. wohl sogar entgegengesetzten Bewegungssinns, haupt¬
sächlich in der Zerrungs- und Hebungsphase des Jura
stattgefunden; sie müssen aber — dies sei nochmals betont —
streng von der Zwitterphase (Senkungsphase), die ira
Cenoman begonnen hat, getrennt werden.

Die Schrägschollen zwischen Flechtinger
Höhenzug und Thüringer Wald.

Gestatten Sie mir einige Exkurse: Der Harz ist auf
sein nördliches Vorland überschoben. Aus meinen bisherigen
Ausführungen ergibt sich, daß diese Überschiebung weniger

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durch einen aktiven Druck aus SW, als vielmehr durch
das einseitige Sinken des Vorlandes und Gelenkfaltung am
Schollenrand verursacht worden ist. In ähnlicher Weise wie
bei der Schwelle von Osnabrück, nur in umgekehrter Rich¬
tung, hat sich die stabilere Scholle (die Harzscholl e)
am Rande ein kurzes Stück, das sich übrigens nach der
oben gegebenen Formel theoretisch berechnen läßt, über
die einsinkende und sich unterschiebende subherzyne Schräg -
scholle gelegt. Die zugehörige und der Druckflexus deB
Harzrandes parallellaufende Zerrungszone sehe ich im
Bruchstreifen des Allertals und Zappwalds. Fan ähnliches
Bewegungsbild wie am Harznordrand bietet der Nordrand
des Kyffhäuser. Hier ist es die schräggestellte Harzscholle,
die bei der einseitigen Senkung ein Pressungsgelenk,
eine Stufenfalte, am Kyffhäuser gebildet und gewissermaßen
die Thüringer Scholle unterschoben hat. Für die
Schrägscholle von Thüringen liegt, das südliche Pressungs-
gelenk am Nordrand des Thüringer Waldes.

Wir haben also zwischen Flechtinger Höhenzug und
Thüringer Wald ein Schollenbild, das zwar außerordentlich
durch Salinartektonik verwischt ist, aber in vielen Zügen
den Bewegungsformen der Schollen von Münster und Osna¬
brück ähnlich ist.

Die regionale Schollensenkung in der Ober*
kreide-Alttertiärphase.

Diese zum Vergleich herangezogenen Gebiete lassen
erkennen, daß wir es bei der Schrägstellung der Scholle
von Münster und der dadurch bedingten . Stauchung am
relativ gesunkenen Rand mit einer Erscheinung zu tun
haben, die für die Oberkreide- Alttertiärphase in Norddeutsch¬
land 'bezeichnend ist. Demgegenüber scheint sich bei einzelnen.
Großscholien, beispielsweise im Harzgebiet, die Bruchstreifen -
Struktur am relativ gehobenen oder stabileren Schollen¬
rand nicht so deutlich auszuprägen. Diese Beobachtung läßt
sich mit dem allgemeinen Charakter der tektonischen
Phase ohne Schwierigkeit in Einklang bringen: Die Trans-
gression der Oberkreide leitet in Norddeutschland eine
Schollenbewegung ein, die im ganzen eine regionale
Senkung bedeutet. Nehmen wir eine mittlere Absenkung
von 1 km an, so ergibt sich eine horizontale Zusammen-
pressung der Schollen — von der Differenzierung der Be¬
wegung durch Schrägstellung der Schollen abgesehen —
von linear 0,015%. Eine Scholle von 100 km Länge wird

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demnach unter der Voraussetzung völlig horizontaler Lage
an ihren Rändern um 15 m gegen die Nachbarscholle
gepreßt. Eine Schubkomponente dieser Größe gewinnt natur¬
gemäß keine selbständige tektonische Bedeutung und fällt,
verglichen mit der Pressung, entstanden aus der Schräg-
steliung einer Scholle, nicht ins Gewicht. Sie verstärkt aber,
wenn auch geringfügig, den Pressungsbetrag, behindert die
Scholle bei der Senkung und wirkt so bei der Schräg¬
stellung mit.

Trotz der verwickelten Tektonik der Schollenrändeß*
hat demnach in der Oberkreide-Alttertiärphase lediglich eine
Vertikalbewegung von größeren und kleineren Rinden-
stücken stattgefunden. Die Pressungsgelenke (Stufenfalten)
und Zerrungszonen (Bruchstreifen) zwischen den schräg
gestellten Großschöllen sind einwandfreie tektonische Zeugen
der Bewegung in der Senkrechten. Ein saxonischer
Trog hat aber nie bestanden, eine saxonische Faltung
von regionaler Bedeutung hat es nie gegeben. Es wäre
absurd, aus dem geringen Überschuß an Pressung, den
wir für die Oberkreide-Alttertiärphase zu Veo % berechnet
haben, eine regionale Faltung ableiten zu wollen. Die Un¬
möglichkeit einer solchen Ableitung wird noch deutlicher,
wenn wir die Jura-Unterkreidephase mit ihrem Zerrungs¬
überschuß in den Kreis der Betrachtung ziehen.

Die postvaristischen tektonischen Bewegungen in Nord¬
deutschland sind überschätzt worden. Die Versuche, das
Schollengebirge oder besser Schrägschollen -
gebirge, zu einem Faltengebirge umzudewten, sind nur
dadurch erklärlich, daß man in erster Linie und fast aus¬
schließlich die Schollenränder mit Druckstruktur, also
kleine, aber interessante Ausschnitte, geologisch behandelte,
in großem Maßstab, vielfach überhöht, darstellte, dagegen
die weitgespannten Tafeln außer acht ließ, die den Gebirgs-
typus so klar anzeigen. Da s Aufquellen des spezifisch
leichten Zechsteinsalzes auf Zerrungsstörungen und das
wannenartige Nachsinken der postsalinaren Schichten in
der Schollenmitte tat noch ein übriges, den wahren Charakter
der postvaristischen Tektonik zu verschleiern.

Die Ursache der Schollensenkung in der
Oberkreide-Alttertiärphase.

Suchen wir nach der tieferliegenden Ursache der regio¬
nalen Schollensenkung, die in der 'Oberkreidezeit in Nord¬
deutschland begonnen hat, so betreten w ir wenig gesicherten

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Boden. Wenn wir von Unterströmungen und Volumschwan -
kungen, Zyklonen und batholitischen Bewegungen des
Magma sprechen, so sind wir uns bewußt, daß es sich nicht
um wissenschaftliche Ergebnisse, sondern um Probleme
handelt, die der Intuition und Phantasie freiesten Spielraum
gewähren. Wir Geologen sind in dieser Hinsicht dem
mittelalterlichen Arzt vergleichbar, der ohne anatomische
Erfahrung lediglich aus den äußeren Symptomen ajuf die
Krankheit schloß.

Die Auffalt ungder Alpen fällt in dieselbe Periode,
in der in Norddeutschland die Schoilenoscillationen statt -
fanden. Diese Gleichzeitigkeit legt eine genetische Ver¬
knüpfung nahe. Zur Herstellung von Beziehungen versagen
jedoch die vorhandenen Theorien. Selbst die Theorie
K. Lehmanns, auf den ersten Blick besonders wertvoll,
läßt sich nicht uneingeschränkt an wenden. Zwar auf den
Falt ungs Vorgang in der Achse des alpinen Trogs und die
Entstehung der südlich des Trogs gelegenen Schollengebiete
ohne weiteres, aber nicht auf das norddeutsche Schollenfeld.
Hier müßte trotz sinkender Großsehollen die Zerrung über¬
wiegen. Dies ist, wenigstens für die Oberkreide-Untermiocän-
phase, nicht der Fall. Im Gegenteil: Pressung überwiegt,
wenn auch nur um den Bruchteil eines Prozents. Xch
möchte diese Besonderheit kurz in folgender Weise erklären;

Bei der Auffaltung der Alpen, sei es durch Fernüber-
Schiebung, sei es autogen im Trog, häuften sich im Alpen¬
gebiet Massen auf, die isostatisch sinken mußten. Bei diesem
Absinken wurden Vor- und Rückland mitgenommen,
insonderheit auch das norddeutsche Schollengebiet.

In der im Miocän beginnenden und bis in das Diluvium,
ja mit Unterbrechungen bis in die Gegenwart reichenden
Hebungsphase überwiegt im norddeutschen Schollen¬
gebiet die Zemmgskomponerite.

Die Ursache der nachmittelmiocäncn Hebung und
Zerrung sehe ich in der starken Abtragung der Alpen
und der dadurch verminderten Belastung des Magmas.
Infolgedessen hebt sich isostatisch das Alpengebiet und
das mit ihm verbundene Vorland.

* .

Die Jura-Unterkreidephase.

In den Jahren 1913/14 liabe ich in mehreren Arbeiten
darauf hingewiesen, daß die Schollenbewegungen, die den
Eifelgrabcn Bitburg-Düren geschaffen haben und denen die
Erhaltung des Mitteldevons in der Eifel zuzuschreiben ist,

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im wesentlichen im Jura und in der Unterkivide stangofun-
den habend). Diese Schollenl«ewegungen führte ich auf einen
säkularen He bungs Vorgang und daraus resultierende
Zerrung zurück. Zusammenfassend stellte ich die Jura-
Unterkreide phase als Periode der älteren Schollen-
bewegung der jüngeren Tertiärphase gegenül>er.

Damit hatte ich. ohne unmittelbar Kritik zu üben, die
kimmerische Faltung Stilles für Westdeutschland auf ihren
wahren Charakter zurückgeführt.

Es wären ermüdende Wiederholungen, wollte ich auf die
mesozoischen Schaukelbewegungen an den alten Störungen
des Niederrheingebiets, auf das Wiederaufreißen jurassischer
Sprünge in der Nordeifel, auf die Umkehrung des Bewegungs¬
sinns der Osning-Spalte nochmals eingehen. Es ist das
Verdienst Schuhs, für Mitteldeutschland weitere Beispiele
beigebracht und die Zerrungsnatur der Jura-Unterkreide¬
phase unterstrichen zu haben.

Ich pflichte seinen Ausführungen zwar im allgemeinen
bei, möchte aber doch zu bedenken geben, daß trotz des
überwiegens von Sprungverwerfungen zur Jurazeit doch aus
einem Grund auch mit Pressungen gerechnet werden muß.
Die Dilatation, z. B. bei Entstehung des Eifelgrabens, l>eträgt
Hunderte von Metern. Durch Hebung allein läßt sie sich
nicht deuten. Wir müssen eine Schrägstellung der Groß¬
schollen voraussetzen, deren Hebungs- und Zerrungsränder
im Eifelgraben aneinanderstoßen. Dann müssen aber an
den gegenüberliegenden Rändern, beispielsweise im Gebiet
der hessischen Senke, gleichzeitig Pressungen erfolgt sein,
so daß sich die Möglichkeit inverser Störungen sowie von
Überschiebungen und Druekflexuren jurassischen und alt -
kretazischen Alters nicht von der Hand weisen läßt.

Die genetische und zeitliche Verknüpfung
von Druck undZugimSchrägschollengebirgo.

Aus den bisherigen Ausführungen ergibt sich, daß die
Frage, ob die saxonische Gebirgsbildung als Faltung oder
als Zerrungsbewegung aufgefaßt werden muß, gegenstands¬
los ist. Bei den mesozoisch-känozoischen tektonischen Vor¬
gängen in Norddeutschland handelt, es sich ausschließlich
um vertikale Schollenbewegungen, Oscillationen, mit vor-

,B) H. (JriRiNc, Zur Stratigraphie uiul Tektmik dir Kifel-
kalkrnulde von Sötenich. Jahrh. <1. (»eol. Lawle*fmst. für 1913,

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wiegend einseitiger Neigung der Schollen. Nur im theo¬
retischen Grenzfall kann sich eine Großscholle in völlig
schwebender Lagerung auf dem Rücken des Magmas senken
und heben. Sie wird immer nach irgendeiner Seite kippen.
Auf einer oder zwei Seiten wird sie relativ gehoben, auf
den anderen Seiten relativ gesunken erscheinen. Am
Hebungsrand wird Zerrung, am Senkungsrand Stauchung,
die am besten als zonare Randfaltung oder G e -
lenkfaltung zu bezeichnen ist. eintreten. Es bestellt
also ein ursächlicher und zeitlicher Zusammenhang zwischen
Zug und Druck. Weiter aussehauend erkennen wir, daß
auch im Schrägschollengebirge ebenso wie im Geosynklinal-
gebirge zu dem aus einer Absenkung hervorgegangenen
Stauchungsgebiet ein gleichwertiges und kompensierendes
Scholiengebirge gehören kann, dessen Bruchstreifen der
Faltenkette bzw. den Gelenkfalten im allgemeinen parallel
laufen, und das zur Aufbruchzone von Intrusionen und
Extrusionen wird. Ich darf in diesem Zusammenhang noch¬
mals auf meine Phasenzeichnung der Ostkarpathen-Tektonik
im Tertiär163) hinweisen.

Trotz dieser Ähnlichkeiten möchte ich davor warnen,
den genetischen Gegensatz außer acht zu lassen, der
zwischen einem echten Faltengebirge, aus regionalem
Tangentialdruck entstanden, und den Schrägschoilengebirgen
besteht. In der Reihe Faltengebirge — Schrägschollen¬
gebirge — Schollen gebirge bilden die Schrägschollengebirge
die Brücke. Sie tragen zwar vorherrschend die Züge des
Schollengebirgs, zeigen aber an den Pressungsgelenken der
Großsehollen gelegentlich alpinen Faltenwurf.

Tabellarisch seien Kennzeichen, Entstehung und Ver¬
breitung der drei tektonischen Gebirgstypen zusammen¬
gestellt:

Tabelle der Gebirgstypen:

Typus

Verbreitung

Falten¬

gebirge

Faltenwellen
iSturzwellen) in
häufiger Wieder¬
holung. Fernüber¬
schiebungen

Durch regio¬
nalen Tangen¬
tialdruck oder
Gleitungsdruck
in weitgespann¬
tem sinkendem
Trog gebildet

Im wesentlichen
beschränkt auf die
großen Falten¬
gürtel der Erde;
zeitlich auf die
Komplikations¬
perioden

1,a) Diese Ztselu*. 1921. Bd. 73, Monats!>erichte S. 128.

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Typus

Kennzeichen

Entstehung

Verbreitung

Schräg¬

schollen¬

gebirge

Ausgedehnte
BChräg gestellte
Tafeln; Bruch¬
streifen bzw. Ge¬
lenkfalten (Stufen¬
falten) unregel¬
mäßigen Baues an
den Schollenrän-
dern.Gelenkfalten-
zojien und Bruch -
Zonen schmal und
stark ausgeprägt

Durch ungleiche
Vertikalbewe¬
gung größerer
Schollen
(Schrägstel¬
lung), verbun¬
den mit Stau?
chung bzw. Dis¬
junktion an den
Schollenrändern
entstanden

In allen Teilen der
Erdrinde und in
allen Zeiten auch
indenOscillations-
perioden auf-
tretend

Schollen¬

gebirge

Tafeln, Kuppeln
und Gewölbe, von
ungerichteten oder
durch Spannungs¬
differenzen bzw.
Schwächezonen ge¬
richteten Sprüngen
durchzogen

Durch regionale

Hebung oder

Aufwölbungvon

Rindenteilen,

beispielsweise

überBatholithen

entstanden

In allen Teilen der
Erdrinde und in
allen Zeiten, auch
indenOscillations-
perioden auf¬
tretend

Einseitiger Faltenbau, Überschiebungen geringerer Weite,
Horizontalverscliiebungen sind keine sicheren Kennzeichen
zur Unterscheidung von Regional falten und Gelenkfalten.

Die Erkenntnis der genetischen Verknüpfung von Zug
und Druck im Schrägschollengebirge und die Zuordnung
schmaler Faltenzonen und Bruchstreifen (Bruchzonen) zu
einem Schollengebirgstypus ist auch für die Erforschung
des Gebirgsbaus der alten Massive bedeutungsvoll. Es werden
sich vor allem die Faltengitter auf lösen. Man wird
beispielsweise das örtliche Auftreten von Faltendurch¬
kreuzung im varistisehen Faltengebirge in vielen Fällen
so erklären können, daß ein jüngeres, schmales Schräg-
schoilengelenk die älteren paläozoischen Falten wellen
durchsetzt.

Basin ranges structure.

Die aufgestellte Schrägschollentheorie berührt sich mit
Ansichten, die von amerikanischen Geologen vor fast
öO Jahren geäußert worden sind. Leider aber haben weder
Kino17) noch Gilbert18) die Dynamik ihrer „Basin ranges

17) C. King, Report of the Geol. Surv. of the Fortieth
Parallel. Bd. UI Mining Ind., Wash. 1870, Bd.I Syst. Geol.
Washington 1878.

10) G. K. Gilbert, Geogr. u. Geol. Explor. a. Surveys West
of the One Hundrets Meridian, Bd. III. Geology, Washington 1875.

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strueture* genügend ausgedeutet. Namentlich für Kixg
blieben die Basin ranges lediglich schräggestellte Blöcke
und Krustenstreifen mit Schollengebirgscharakter. Den ur¬
sächlichen Zusammenhang zwischen den Bruchzonen und
den ihnen parallel laufenden Faltenketten erkannten sie
nicht. Immerhin führte der Weg. den die Amerikaner ein¬
schlugen, zu. einer Zwischenlösung, die als Arbeitshypothese,
insbesondere bei der Erforschung der andinen Tektonik,
gute Dienste geleistet hat. Wenn in neuerer Zeit19) das
Vorhandensein von Schollenstruktur in den pampinen Sierren
abgelehnt wird, so wirft man die Erkenntnis des wahren
Tatbestands um Jahre hinaus zurück.

Das Alter der Schollen Struktur Nord¬
deutschlands.

Die postvaristische Tektonik Norddeutschlands und
Westdeutschlands wird, wenn wir die bisherigen Ergeb¬
nisse zusammenfassen, durch Großschollen beherrscht, tekto¬
nische Einheiten, von immer wieder auflebenden Störungen
begrenzt. Diese Störungen bevorzugen zwei Richtungen,
die h e r z y n i 8 c h e und rheinisch e. Im Rahmen der
gestellten Aufgabe sind zwei Fragen zu beantworten:

1. wie alt sind diese Störungslinien und damit die Schol¬
lenstruktur Norddeutschlands ?

2. wodurch sind diese beiden Richtungen entstanden?

Wollen wir die erste Frage beantworten, so kommen wir
nicht weiter, wenn wir etwa an Hand von Aufschlüssen itn
Mesozoikum oder Känozoikum den Verwind von Klüften
der einen Richtung durch Klüfte der anderen Richtung zur
Aufstellung einer Altersfolge verwerten. Wie Osning, Nie¬
derrheinische Bucht, Nordeifel und Oberrheintal zeigen, sind
die Störungen beider Richtungen wiederholt aufgelebt, so
daß örtlichen Altersverhälfnissen keine entscheidende Be¬
weiskraft. zuzuerkennen ist. Dehnen wir nämlich unsere
tektonischen Betrachtungen auf die paläozoischen Gebirgs-
kerne aus, so treten uns beide Richtungen schon im Varisti-
kum, ja in noch älteren tektonischen Perioden in geradezu
schulmäßigen Beispielen entgegen. Ich will nur aus meinem

19) W. Penck, Über die Form andiner K rüsten bewegungen
und ihre Beziehungen zur Sedimentation. Geol. Rundschau, Bd. XIV,
1924, S. 301 ff.

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engeren Arbeitsgebiet, dem Siegerland, erwähnen, daß die
mächtigen Spateisenstein-Gangspalten, die im jüngeren
Unterdevon aufgeris^n sind, vorwiegend N 10° O, also
ausgesprochen rheinisch verlaufen und echte Zerrungs¬
spalten sind. Andererseits laufen die Oberharzer Gänge,
ebenfalls paläozoischen Alters, in ganzen Bündeln
herzvnisch. Es ist daher auch für das herzynisch
streichende Gelenk des nördlichen Harzrandes., das in der
Oberkreide- Phase seine mesozoische Hauptausbildung er¬
fahren hat, eine varistische, wenn nicht noch ältere Anlage
wahrscheinlich.

Diese Beobachtungen und Beziehungen lassen nur einen
Schluß zu. Die beiden Hauptrichtungen beherrschen bereits
den varistischen und prävaristischen Untergrund, sind also
lediglich immer wieder nach oben durch die jüngeren Sedi¬
mente (lurchgebrochen, bilden also gewissermaßen symp¬
tomatisch die alte Struktur und zwar die Großschollenstruktur
des Untergrunds ab. Bei allen Vert-ikalbewcgungen und
Schrägschollenbewegungen sind diese alten Randstörungen
in Tätigkeit getreten, sind teils zu Pressungsgelenken teils
zu Bruchstreifen geworden. So ist, um es nochmals zu
erwähnen, die zweifellos uralte Osning-Störung in der
Juraphase als Bruch nach oben durchgebrochen ; in der
Oberkreide- Miozänphase wurde sie zur Stufenfalte, zur
Druckflexur.

Trotzdem die herzynische Richtung das norddeutsche
Schollenland beherrscht, ist die Bedeutung der rheinischen
Richtung namentlich im Westlichen Teil nicht zu unter¬
schätzen. Der * Eifelgraben Bitburg-Düren und vor allem
der Oberrheintalgraben geben Westdeutschland das tekto¬
nische Gepräge. Die Natur des letzteren als Zerrungsgraben
wird neuerdings auch von Salomon anerkannt. Die paläo¬
zoische bzw. archaische Anlage wird allerdings noch be¬
stritten, kann aber, da den Graben rheinisch streichende
Randstörungen karl>onischen Alters begleiten, als sehr wahr¬
scheinlich angesehen werden. Damit soll keineswegs gesagt
sein, daß die Hauptäbsenkung nicht ins Känozoikum fällt
und daß zahlreiche Bruchlinien erst in junger Zeit ent¬
standen sind. Andererseits tun Aufschlüsse im Graben
selbst, ferner örtliche Druckflexuren und zahlreiche hori¬
zontale Rutschstreifen am Grabenrande dar, daß der Rhein¬
talgraben, wenn auch ursprünglich als breite Zerrspalte
angelegt, gelegentlich auch Pressungsgelenk gewesen ist.

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Der Ursprung der rheinischen und herzyni-
schen Richtung.

Die zweite Präge nach der Entstehung der beiden
Richtungen führt uns wieder auf rein hypothetisches Gebiet.
Erkennen wir an, daß es sich bei den rheinischen und her¬
zynischen Störungen um sehr alte Strukturelemente handelt
und berücksichtigen wir, daß insbesondere die rheinische
Richtung in Vulkanreihen, Grabenzonen, Faltenzügen nicht
nur in Eurasien, sondern auch in Afrika und Amerika eine
hervorragende Rolle spielt, so müssen wir zu dem Ergebnis
gelangen, daß diese Richtung mit den ursprünglichsten
strukturellen Verhältnissen der Kruste irgendwie verknüpft
sein muß. Ich führe ihre Entstehung, kurz zusammengefaßt,
auf folgende Beziehungen zurück:

Im Archaikum bildete sich auf der noch glühend¬
flüssigen Erdoberfläche zuerst eine im wesentlichen zu¬
sammenhängende Schlackenmasse, der Urkontinent, aufge¬
baut aus leichterem salischem Material, der auf dem simi-
schcn schwereren und noch flüssigen Glutbrei schwamm.
Beim Übergang vom flüssigen zum festen Zustand brachen
in dem Schlackenfeld Schwindungsrisse auf, nicht völlig
regellos, sondern in zwei Hauptrichtungen, durch die Lage
der Symetrieehenen des Rotationskörpers (Meridianebenen
und Äquatorialehene) beeinflußt. Der einschneidenste dieser
Berstungsrisse war die atlantische Spalte, die den Urkonti¬
nent in seine zw^ei Hauptteile Eurasien- Afrika und Amerika
zerlegte/ Auf dem noch flüssigen Sima trieb die zerfallende
Kontinentmasse um 5000 km auseinander. Bei der weiteren
Abkühlung erstarrten auch die Urozeane und hielten die
Kontinente und abgespaltenen Inseln in ihrer erreichten
Driftlage fest.

Alle diese Vorgänge spielten sich im Archaikum ab.
Im Postarchaikum haben sich Kontinent Verschiebungen
größeren Ausmaßes nicht mehr vollzogen. Die ersten
Schwindungsrisse bestimmten aber auch weiterhin die tek¬
tonische Struktur, w aren und blieben Hauptsprünge zwischen
den Großschollen, rissen immer wieder auf, vermittelten
Vertikal- und Schrägschollenbewregungen, wurden zu Zer¬
rungszonen und Pressungsgelenken, zu Auf- und Ausbruch¬
stellen des Magnas. bildeten sich zu Gräben, Faltenzügen und
Vulkanreihen um und wurden zu Thermal- und Erdbeben¬
linien erster Ordnung.

In erstaunlicher Gradlinigkeit und ohne bedeutende Ab¬
lenkung ist der Deutschland durchziehende archaische

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Schwindungsriß, der meridionale Rhein talgraben, immer
wieder bis ins Känozoikum hinein aufgelebt, immer wieder
nach oben durchgebrochen. Er ist durchaus kein
Gebilde, das durch den varistischen oder alpinen Faltungs¬
druck etwa als Bündel diagonaler Blätter erzeugt ist193).
Im Gegenteil: Er hat die Falten der Westalpen in seinen
Bann genommen und so den Hakenschlag im Zuge der
Pyrenäen -Ost alpen verursacht.

Die nördliche Fortsetzung des Grabens im Christiania-
graben, wie sie von Haug und Stille angenommen worden
ist, wird auch dadurch wahrscheinlich, daß neuerdings bei
Heide in Schleswig- Holstein bergbauliche Aufschlüsse in
der Ölkreide gezeigt haben, daß große N — S verlaufende
Sprünge mit mehreren 100 m Venvurfshöhe im Mesozoikum
vorhanden sind.

Der ebenfalls meridional angelegte Eifelgraben hat sich
etwas mehr der Kaiedonischen und Siegeriänder Richtung
genähert, ist also durch postarchaische Bewegungen stärker
beeinflußt worden als der Oberrheintalgraben.

Sehr bedeutend ist die schwächere orientale Rich¬
tung, die uns heute insonderheit im h e r z y n i s c h e n Strei¬
chen entgegentritt, unter dem Druck der drei großen Fal-
tungsperioden, die über Norddeutschland hinweggegangen
sind, abgclenkt. wrorden. So hat die erste Zerrungsphase im
Siegerland in die präsideritisch gefalteten Siegener
Schichten Sprünge gelegt, die noch fast O — W (genauer N
80° W) verlaufen. Sie halbieren also den Winkel zwischen
der Orientalrichtung und der präsideritischen Druckrichtung.
Im Oberharz, dessen varistische Falten N 45° O verlaufen,
halbieren die Gangzüge ebenfalls den Winkel zwischen
Orientalrichtung und varistischer Druckrichtung. Nicht
ganz so klar liegen die Verhältnisse bei den Sprüngen der
Nordeifel, der Niederrheinischen B'ruchzone, des rheinisch-
w'estfälischen Karbons und des Thüringer Beckens. Hier
scheint die Sprungrichtung in der Mitte zwischen der prä-
sideri tischen Druck richtung des devonischen Untergrundes
und der varistischen Druckrichtung zu liegen. Andererseits
zeigen Osning und Harzrandspalte ausgesprochen ‘herzy¬
nische Richtungen.

19a) H. Cloos, Tektonik u. Magma, Abh. d. Geol. Landesanstalt,
N. F. Heft 89, Berlin 1922.

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Diese Besonderheiten lassen sich folgendermaßen deu¬
ten: Die herzynische Richtung Deutschlands ist hervor¬
gegangen aus Orientalspalten des tieferen Untergrundes,
deren Anlage älter ist als die Aufstauchung der paläozo¬
ischen Faltengebirge. Da aber die kaledonische (silurische)
und Siegerländer (devonische) Hauptfaltung in Deutschland
Faltenbögen erzeugt hat, die im allgemeinen N 20‘ O bis
N 40° 0 streichen, waren bei eintretender Zerrung die
nach oben durchbrechenden Orientalspalten gezwungen, sich
den Spannungsverhältnissen im Faltengebirge anzupassen,
und wurden in den gefalteten Sedimenten in die Richtung
quer zu den Falten umgelenkt. Damit näherten sie sich
dieser Querrichtung, d. h. der Druckrichtung, die das Falten¬
gebirge geschaffen hatte. Quer oder diagonal verlaufende
Horizontalverschiebiingen mögen zwar ebenfalls
für die aufbrechenden Zerrungsstörungen günstige Bahnen
gewesen sein. Ihr Einfluß ist aber für das entstehende
Rumpfschollengebirgc nicht als besonders wesentlich zu
betrachten. So entstand in Norddeutschland die herzynische
Richtung. Sie ist gleichsam ein Kind der 'archaischen Sc hwin-
dungsrisse und des präkarbonischen Faltungssystems.

Der Typus wurde weiterhin durch die varist ische (kar
bonische) Faltung nur örtlich, (der im Vergleich zu den
präkarbonischen Faltungsphasen geringeren Faltungsinten¬
sität und regionalen Bedeutung entsprechend) beeinflußt.
Die Störungen erhielten dabei NW— SO-, ja selbst NNW — SSO-
Richtung, unter Annäherung an die varistische Druckrichtung.
Überall dort jedoch bewahrte sich bis ins Känozoikum hinein
die echte herzynische Richtung, wo, wie am Osning und am
Harzno rdi and, die karbonisch-rotl egende Pressung nur sehr
flachwellige Falten erzeugt hat und keine wesentlichen
Spännungsdifferenzen die Spaltenrichtung und die Begren¬
zungsflächen der Schollen beeinflußten. Die durch Seiten¬
druck erzeugte Klüftung des Gesteins und das Entstehen
von Blättern hat mit den hier behandelten vertikalen Schollen-
verschiebungen von vornherein nichts zu tun. Allerdings
sind die Diaklase und Blätter vielfach, wie bereits erwähnt,
bei eintretonden Senkungs Vorgängen zu echten Sprüngen
umgebildet worden20).

20) Vgl. auch H. Quiking, Über Verlauf und Entstehung von
Querverwerfungen in Faltengebirgen. Ztschr. f. d. Berg . Hütten-
u. Sah -Wesen i. preuß. Staate. Jahrg. 1019. Abh. S. 133 ff.

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A u f w ö 1 b u h .g und Hebung als Erreger von
Zugspannungen.

Ausgehend von der Ableitung21), daß Hebungen und
Aufwölbungen eine flächenhafte bzw. gerichtete Zerrung,
Senkungen dagegen eine Kompression zur Folge haben, ist in
neuerer Zeit mehr und mehr die Vorstellung Allgemeingut
geworden, daß auch großer Vertikalverwurf sowie breite
und tiefe Grabenzonen allein durch Aufwölbung und den
dabei eintretenden Zerfall in Kleinschollcn entstehen
können22). Es wird dabei übersehen, daß Hebung und Auf¬
wölbung, z. B. über aufsteigenden Batholithen oder bei
tangentialem Zusammenschub nur zwei von den zahlreichen
Möglichkeiten sind, durch die sich Bruchzonen bilden können.
Für die breiten und tiefeingesunkenen Gräben, z. B. die
Niederrheinische Bucht, den Oberrheintalgraben, die Gräben
Afrikas, für die. sich Zerrungszahlen von zehn und mehr
Prozent aus der tatsächlichen Schollenverschiebung be¬
rechnen lassen, genügt die Voraussetzung einfacher Hebung ,
und Aufwölbung nicht. Es sei daran erinnert, daß durch
Aufwölbung eines Krustenstreifens von 100 km Breite um
r>km erst eine Dehnung an der Oberfläche von 0,715 °'o ein-
trifct*3). Es fa!len daher alle Erklärungsversuche, die allein
mit Aufwölbung und Hebung als Erregern von Schollen¬
bewegungen rechnen, in sich zusammen.

Erst wenn wir anerkennen, daß gerichtete Zerrung
sich über breitere Krustenteile hinweg fortpflanzen kann
und eine divergierende Wanderbewegung größerer Schollen
möglich ist, wie sie die vorgetragene Schrägscbollen-
Theorie einschließt, bietet sich uns eine Grundlage zur
Deutung großer Zerrungszahlen. Immerhin ist es erStaun-
. lieh, mit welcher Gleichmäßigkeit und welchem inneren Zu¬
sammenhalt sich eine so ausgedehnte Scholle, wie die
Scholle von Münster* einseitig gesenkt hat. Wir müssen
unsere Anschauungen von der Zugfestigkeit der Erdrinde
daher erheblich modifizieren und eine Fortpflanzung von
Zugspannungen auf über 50 km Entfernung anerkennen.
Allerdings handelt es sich bei der Scholle von Münster wohl
um ein© der größeren einheitlichen Schollen Norddeutsch¬
lands.

21 ) H. Qüiring, Die Entstehung der Schollengebirge. Diese
Ztschr., 1913, Bd. 65, S. 450.

*2) E. Stach, Horizontal Verschiebungen und Sprünge im öst¬
lichen Ruhrkohlengebiet. Glückauf, 1923. S. 677.

23) vgl. diese Ztschr. 1913, Bd. 65, Abh. S. 445.

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In diesem Zusammenhang sei mir ein Hinweis darauf
gestattet, wrie abwegig die theoretische Tektonik neuer¬
dings vorgeht, wenn sie teils unter Leugnung von tangenti¬
alen Zugspannungen, teils unter Umgdhung des Begriffs
Zerrung alle Klüfte aus horizontalen Druckkräften herleiten
will. Obwohl ich selbst einmal diesen Weg gewiesen habe,
so kann ich mich mit der weiteren Entwicklung nicht be¬
freunden. Schon der Versuch, aus der Richtung der Rutsch¬
streifen die Entstehung der Randspalten des Rheintals
durch Horizontal Verschiebung zu erweisen, ist fehlgeschlagen.
Die horizontalen Rutschstreifen haben mit der gewaltigen
relativen Absenkung der Talschollen nichts zu tun, sind
vielmehr hervorgegangen, aus geringen, meist posthumen
Schubbewegungen, auf bereits vorhandenen Sprungklüften,
bzw. auf neugebildeten Blättern parallel zu den Randspalten.

Ein ähnlich negatives Ergebnis ist der „Kluftmessung''
der „analytischen Tektoniken“, zu prophezeien, wenn sie
# nicht davon ablassen, alle Klüfte als Druckstörungen —
Wechsel und Blätter — anzusehen und nur einen sekundären
Vertikal verwurf bei „Hochdehnung“ und „Querdehnung“ zu¬
zugeben. So wird der wahre Bew^egungsvorgang bei der
Entstehung der Sprünge und Gräben verschleiert, wenn
nicht sogar völlig falsch gedeutet. Wie könnte man bei¬
spielsweise die Hauptbewegungen in der Niederrheinischen
Bruchzone im Tertiär, w^o das völlig horizontalliegende Oli-
gozän, das nicht den geringsten Zusammenschub zeigt, uni
Hunderte von Metern eingebrochen ist,' auf Querdehnung
unter Seitendruck (Hochdehnung — Aufwölbung kommt in
Ansehung der hohen Zerrungszahlen und der Einbruchs¬
tiefen nicht in Betracht) zurückführen?

Wenn dann als letzter Schluß die Erkenntnis
hingestellt wTird, daß alle Klüfte durch Abscheerung ent¬
standen sind, eine Erkenntnis, die in jedem Lehrbuch de:
Allgemeinen Geologie steht, und dann im wesentlichen auf
geometrischer Grundlage eine Klassifikation der Klüfte ver¬
ursacht. wird, so möchte ich eindringlich vor einem Weiter¬
schreiten auf diesem Wege warnen. Die so gewonnenen
Strukturbilder sind wesenlos. In ihnen sind die gegensätz¬
lichsten Erscheinungen, Falten, Flexuren, Zugstörungen,
Druckstörungen, ja sogar Gänge in ein einziges mechanisch¬
stereometrisches Schema gepreßt. Die tektonische Erfor¬
schung eines Gebietes hat sich nicht auf die Lage der Stö¬
rungen zu beschränken. Wichtiger ist es, Wesen und Ur-

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sprang, Yerwurfshöhen und Schubweiten, die Zeiten und
das Ausmaß der Hauptbewegungen zu analysieren.

Eine stereonietrische Systematik darf nur Hilfsmittel
sein. Wie alle anderen Disziplinen muß auch die tektonische
Geologie nach genetischer Klassifikation der Erschei¬
nungen und Vorgänge streben. Ihr Ziel wird sie jedoch nur
dann erreichen, wenn die Falten- und Schollenbilder der Erd¬
kruste nicht als etwas einheitliches •betrachtet werden,
sondern als „erstarrte Symptome“ wechselnder und wTieder:
liolter Bewegungen, entstanden aus Senkung und Hebung,
Durchbiegung und Aufwölbung, Pressung und Zerrung ab¬
gestufter Intensität, zeitlicher und räumlicher Beschränkung.

Ergebnisse.

1. Die Bewegungen mesozoischen und tertiären Alters
in Norddeutschland sind Oszillationen, Vertikalbewegungen
von Schollen größerer und geringerer Ausdehnung.

2. Die jurassische (Kimmeridge-)Phase war im wesent¬
lichen eine Hebungsphase; Zugspannungen überwogen. Das
ober jurassische Tafelland trug das Gepräge eines Schollen¬
gebirges, dessen tektonische Einheiten überwiegend von
echten Sprüngen (Hangendsprüngen), aus flächenhafter
Zerrung entstanden, begrenzt waren.

3. Die Oberkreidephase, örtlich erst im Oligozän ihren
Höhepunkt erreichend, war im wesentlichen eine Senkungs¬
phase; Druckspannung überwog.

4. Seit dem Mittelmiozän vollzieht sich in Norddeutsch-
iand eine Hebung. Zugspannung überwiegt.

5. Werden alle mesozoisch-tertiären Phasen zusammen¬
gefaßt, so kompensieren Druck- und Zugstörungen einander.
Eine saxonische Faltung ist nicht erfolgt, ein saxonischer
Trog hat weder im Mesozoikum noch Känozoikum bestanden.
Den örtlichen Stauchungszonen, Stufenf alten an Schollen -
rändern stehen (auch für die Oberkreidephase) Zerrungs¬
zonen an anderen Schollenrändern gegenüber.

6. Der Gegensatz im tektonischen Bewegungsbild —
hier Pressungserscheinungen, dort Zerrungsstörungen — ist
dadurch erzeugt, daß die Großschollen sich nicht in völlig
horizontaler Lage auf- und abwärtsbewegten, sondern mit
einer wrenn auch geringen Neigung. Beispielsweise hat die
Scholle von Münster durch die Senkungsphase der Oberkreide
eine Neigung von 1:30 nach N erhalten.

7. Durch die Neigung der Scholle von Münster nach
X (Horizontalkomponente etwa 1,5 km) übte sie einen starken

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86 —

Druck auf die nördlich vorgelagerten Schollen von Osna¬
brück und Gelderland aus und stauchte sie am Räude auf.
So entstanden die Osning-Schwelle und die Schwelle von
Winterswijk. Die Pressungsgelenke waren durch jurassische
Störungen vorgezeichnet.

8. Die nach N kippende Scholle von Münster ist anderer¬
seits von ihrem südlichen Hinterlande abgerissen. Die hierbei
sich bildende Zerrspalte formte sich einesteils (am SW Ran.l
der Scholle) z. T. unter Benutzung älterer Störungen zur
Niederrheinischen Grabenzone um, andererseits, (am SSO-
Rande) erzeugte sie große Staffelverwürfe im Bereich d r
bereits vorhandenen E n n e p e t a 1 - Störung.

9. Bei allen Großschollen, die in der Oberk rekle- Alt
tertiär- Phase als S c h r ä g s c h o 1 1 en gesunken sind,
können wir Senkimgsränder — Pressungsränder — Gelenk
faltenzonen, Hebungsränder — Zerrungsränder — Bruch

.streifen unterscheiden. Der Gebirgstypus kann als Schräg¬
schollengebirge bezeichnet werden.

10. Die Pressungsgelenke sind im wesentlichen Unter¬
schiebungszonen und Stufen falten, dadurch entständen, daß
ein tiefer sinkender Schollenrand den benachbarten zu¬
rückbleibenden unterschiebt und aufstaucht.

11. Zerrungsgelenke zeigen im wesentlichen das Bild
tiefer Grabenzonen.

12. Die Großschollen Norddeutsclilands sind im wesent¬
lichen durch herzynisch und rheinisch streichende Störungen
begrenzt, die sich infolge der wechselnden Oszillationsbe¬
wegungen und der wechselnden Schollen neigung teils zu
Pressungsgelenken, teils zu Zerruhgszonen umgebildet haben.
In besonderen Fällen, so bei der Osningstörung, ist aus
einer jungjurassischen Zerrungszone in der Oberkreide Alt-
tertiärphase ein Pressungsgelenk geworden.

13. Herzynische und Rheinische Richtung sind im Me¬
sozoikum und Känozoikuni nicht entstanden, nur wieder
aufgelebt. Es sind Spaltenrichtungen des Archaikum, Bers
tungsrisse der ersten Erstarrungsrinde der Erde (Meridional-
und Orientalspalten), die immer wieder aus dem Untergrund
heraus nach oben durchbrechen.

14. Die große, Deutschland durchziehende Meridional-
spalte, besonders ausgeprägt im Rheintalgraben und der
Hessischen Senke, ist weniger als die schwächere Oridental-
Richtung durch den kaledonisch-präsideritiseh-varistischen
Faltenbogori ahgelenkt worden. Sie ist,' ihrer ersten areha
ischen Anlage entsprechend, auch in ihrer weiteren Ge-

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schichte im wesentlichen eine Zerrungszone geblieben,
gelegentlich aber auch zum Pressungsgelenk geworden. So
erklären sich die widersprechenden Ansichten über ihren
wahren Charakter.

15. Die her zynische Richtung in Deutschland bezeichnet
die ursprüngliche Orientalrichtung. Sie ist nach WNW
—OSO dadurch umgelenkt worden, daß sie von unten her¬
auf durch Faltenbögen durchbrechen mußte, die im all¬
gemeinen SW — NO gerichtet waren. Sie wurde hierbei
nach NW— SO umgelenkt. Z. T. sind auch Klüfte und
Blätter, durch Tangentialdruck entstanden, bei späteren Sen-
kungsbewregungen Gleitflächen geworden und haben zu
einer Ablenkung der ursprünglichen Orient alrichtung bei¬
ger ragen.

Bemerkungen zum Vortrage von Herrn Quiring.

(Diskussionsbemerkung in der Sitzung am 5. März 1924.)

Von Herrn O. Grupf..

Gegen den Vortrag des Herrn Quiring möchte ich den Ein-
wand geltend machen, daß dieser die epirogenetischen Be¬
wegungen zu wenig berücksichtigt hat und damit zu Vor¬
stellungen über die tektonische Entstehung eines Teils unseres
nordwestdeutschen GebirgSlandes kommt, die ich nicht an¬
erkennen kann.

Das behandelte Gebiet des Münsterlandes ist ein Teil des
Niederdeutschen Beckens, in dem während des Mesozoikums
sich Sedimente von Hunderten bis Tausenden von Metern
Mächtigkeit niedergeschlagen haben, während die südlich
angrenzende Festlandsschwelle der Rheinischen Masse im
wesentlichen frei von diesen Sedimentationen blieb. Da es sich
bei den mesozoischen Formationen um Flachwasser- oder gar
kontinentale Bildungen handelt, so muß sich das Becken im
allgemeinen in einem ständigen Niedersinken befunden haben,
mit dem seine sedimentäre Auffüllung Hand in Hand ging.
Daß diese im großen und ganzen abwärts gerichteten Be¬
wegungen der Geosynklinale sich z.T. auch mehr oder weniger
ungleichmäßig vollzogen, lehrt die von Herrn Haack ge¬
schilderte nordwestfälisch - lippische Schwelle, die nach

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meinem Dafürhalten in ihrem Bereich eine geringere Inten¬
sität der allgemeinen Abwärtsbewegung zu gewissen Zeiten
bezeichnet und dadurch zustande gekommen ist. Aber auch
in horizontalem Sinne kann die Spannweite dieser epiroge-
netischen Vorgänge wechseln, und das kommt zum Ausdruck
in dem Hin- und Herpendeln des alten Uferrandes, der während
der Unteren Kreide ungefähr mit der Zone des Osning zu¬
sammenfiel, während das Meer der Oberkreide über den nörd¬
lichen Teil der Rheinischen Masse hinweg weiter nach
Süden transgredierte.

Wenn wir nun alle diese verschiedenen ehemals tief in
der Geosynklinale zur Ablagerung gelangten Schichten des
Mesozoikums infolge der späteren Gebirgsbildung an unserer
heutigen Erdoberfläche nebeneinander in mannigfach wechseln¬
den Lagerungsformen wiederfinden, so kann doch diese Ge¬
birgsbildung, der eigentliche orogenetische Prozeß, nur eine
Aufwärtsbewegung der Schichten verursacht haben, und ich
erachte es als ein besonderes Verdienst von Stille, daß er
uns diesen grundsätzlichen Unterschied zwischen orogene-
tischen und epirogenetischen Vorgängen kennen gelehrt hat.

Von diesem Standpunkt betrachtet, ist die von Quiring
postulierte schräg nach Norden einkippende Senkung des
Münsterschen Beckens, welche an ihrer Nordseite die Os*
ningauffaltung selbst als sekundäre Erscheinung erst zur
Folge haben soll, in Wirklichkeit nur in relativem Sinne
eine Senkung, d. h. in Wirklichkeit haben auch diese „ge¬
sunkenen“ Schichten eine Aufwärtsbewregung erfahren, sie sind
nur gegenüber den eigentlichen Sätteln und Aufpressungs¬
horsten, wie z. B. dem Osning, relativ zurückgeblieben, und
es kann dann weiter die Senkung der Münsterschen Scholle
der Osningfaltung nicht übergeordnet sein, sondern beides sind
gleichwertige Vorgänge ein und derselben Faltung. Das geht
zum andern auch daraus hervor, daß das nördliche Vorland
des Osning keine einheitliche Schollentafel etwa darstellt,
vielmehr durch Achsen und Auffaltungen,' wie die Pyrmonter
und Piesberg- Achse, unterbrochen wird, die der Osning- Achse
durchaus gleichwertig sind, die aber durch die Quiringsc.he
Theorie keine Erklärung finden. Daß diese Theorie Quirinus
nur die jung- bzw. postkretazische Dislokationsphase be¬
handelt, dagegen die analogen .Gebilde der präkretazisch^n
Faltung, die in Form mehrfacher Achsen vom Eggegebirge
aus unter das Münstersche Kreidebecken untertauchen, un¬
berücksichtigt läßt, sei nur nebenbei bemerkt, wie denn über¬
haupt das Osning- Problem ja nur eine Teilerscheinung des

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Gesamtphänomens unserer saxonischen Faltung ist und nur im
Zusammenhang mit diesem voll gewürdigt werden kann.

Kurz, nicht Senkung, sondern Abwärtsbewegung der
Schichten hat den heutigen Gebirgsbau im Grunde genommen
geschaffen. Und da dieser Gebirgsbau in weiten Gebieten
unseres mitteldeutschen Gebirgslandes aus regelrechten Sätteln
und Mulden besteht, die die QumiNGSche Theorie zu
stützen jedenfalls nicht geeignet sind, so bin ich mit Stille
u. a. der Ansicht, daß die Aufwärtsbewegung der Schichten
und Schollen letzten Endes durch tangential wirkende Kräfte
veranlaßt worden ist.

Briefliche Mitteilungen.

Zur Kenntnis der alluvialen und jungdiluvialen
Schotter im mittleren Weser- und Saaletal.

Von Herrn Ernst Naumann.
Literaturverzeichn is.

1. Siegert, L. : Über die Entwicklung des Wesertales. Zeitschr.

d. Deutsch. Geol. Gesellsch., Bd. 64, 1912, Abhdl. Heft 1/2,
S. 233—264.

2. — Beiträge zur Kenntnis des Pliocäns und der diluvialen

Terrassen im Flußgebiet der Weser. Abhdl. d. Preuß.
Geol. Landesanst., Neue Folge, Heft 90, Berlin 1921.

3. Gbupe, O. : Die Flußterrassen des Wesergebietes und ihre

Altersbeziehungem zu den Eiszeiten. Zeitschr. d. Deutsch.
Geol. Gesellsch., Bd. 64, 1912, Abhdl. Heft 1/2, S. 265 -298.
1. — Erläuterungen zur geologischen Spezialkarte von Preußen
usw\ Blatt Kirchohsen, 1916.

5. — Neue Ergebnisse über die Weserterrassen, Älteren und

Jüngeren Löß und diluviale Schichte ns törungen in der
Gegend von Hameln a. d. Weser. Jahrb. d. Preuß. GeoL
Landesanst. für 1912, Bd.*33, Teil H. S. 484.

6. Soekoel, W. : Die l'rsachen der diluvialen Aufschotterung und

Erosion. Berlin 1921.

7. Sikgebt, L., und Weisseumel. W. : Das Diluvium zwischen

Halle a. S. und Weißenfels. Abhdl. der Preuß. Geol.
Landesanst., Neue Folge, Heft 60.

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Berlin, den 1 6. April 1923.

Die breite Wanne des Wesertals zwischen Hameln
und Erder bildet für den Beschauer eine scheinbar ein¬
heitliche große Niederung, besteht aber aus mehreren
niedrigen Talstufen, die man, von kleinen Zwischenstufen
abgesehen, die wohl nur durch die ungleiche Art der Ab¬
tragung bereits gebildeter Aufschüttungen entstanden sind,
mit L. Siegest (1, 2) in zwei Terrassen zerlegen kann,
eine höhere postglaziaie und eine tiefere alluviale Terrasse,
oder aber man folgt O. Grvpe (3), der die höhere Terrasse
als zeitlich der letzten Vereisung entsprechende Untere
Terrasse bezeichnet und als Alluvium nur die feineren Ab¬
sätze des heutigen Wesertals, hauptsächlich Flußsande und
Auelehme, gelten läßt (4, 5). Einige Beobachtungen, die
ich besonders auf dem Blatt Hessisch-Oldendorf machte, er¬
scheinen mir geeignet für die Kenntnis dieser jüngeren
Terrassen einen Beitrag zu liefern, weshalb ich das Er¬
gebnis hier kurz, mitteilen möchte.

Zunächst zeigt das 'Weseralluvium auf der Talstrecke
Hameln — Erder, wie durch zahlreiche Aufschlüsse und
Hunderte von Flaehbohrungen nachgewiesen ist, in der
überwiegenden Mehrzahl der Fälle das typische Profil
einer normalen Flußaufschüttung, und zwar von oben nach
unten 2 bis 4 Meter Auelehrn, dann 1 bis 2 Meter Weser¬
sand und darunter 3 bis 5 Meter Weserkies. Sowohl der
Auelehrn, als auch der Sand und Kies können aber auch
zuweilen fehlen; doch ist es im allgemeinen eine Seltenheit,
daß die Oberfläche des Alluviums von Weserkies gebildet
wird, sondern meist folgt dieser erst in Tiefen von 3 bis
4 Metern unter der Grasnarbe, ist aber an den Steilufern
der Weser, die allerdings meist künstlich befestigt sind,
unter dein Auelehrn und Sand häufig sichtbar und fehlt
nur da, wo die Kiese älterer Terrassen unmittelbar an den
Fluß herantreten. Daß es tatsächlich im Wesertal ganz
ausgedehnte<illuviale Kies Lager gibt, die nicht der UnterenTer-
rasse angehören, wird dadurch bewiesen, daß in diesen Kiesen
rote Ziegelsteingerölle Vorkommen, die zum Teil die Form
von flachen, gerundeten Schottern haben, oft aber auch
nur wenig abgerollt sind und die Form der Ziegelsteine
(z. B. eines Dachziegels) noch erkennen lassen. Auch
der Erhaltungszustand der mit diesen Ziegelsteingeröllen
zusammen vorkommenden Knochen ist ein weiterer Be¬
weis für das jugendliche Alter dieser Schotter. Dir* besten
Aufschlüsse in diesen alluvialen Schottern der Weser gaben

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zur Zeit der geologischen Aufnahmen des Blattes Hessiscli-
Oldendorf 1918/19, die Kiesgruben in der Fischbecker Flur
südwestlich vom Gut Stau (Gemeindekiesgrube von Fisch¬
beck und Quantesche Grube). Der sehr reine Weser¬
kies besteht hier aus einheimischem, mesozoischen Material
und Thüringer- Wal dporphyren, .sowie sehr vereinzelten
nordischen Geschieben; außer Unio batavus und Neritina
fluviatilis enthält der Kies noch die bereits erwähnten.
Ziegelsteingerölle, die sich noch anderthalb Meter unter
der Oberfläche im Weserkies finden; es ist also ausge¬
schlossen, daß diese Ziegclsteingerölie durch spätere mensch¬
liche Tätigkeit an ihre Lagerstelle gelangt sind. Ebenso
zeigten die Kiesgruben auf der Insel (Wiesen südöstlich
von der Zuckerfabrik Hessisch- Oldendorf) 2 bis 3 Meter
reinen* Weser kies mit Unio batavus und einem Unterkiefer
des Hausrindes, sowie zahlreiche Ziegelsteingerölle. Die
1 bis 2 Meter mächtigen Sande über dem Kies enthalten
meist zahlreiche Schnecken und Muscheln, wie Unio batavus,
Neritina fluviatilis , Bythinia tentaculata und Limnaea
ovata , vereinzelt auch Schlickgerölle.

Im September 1921 ließ nun die Stadt Hessisch-Olden-
dorf auf der Insel in diesen Alluvionen mehrere Bohrungen
ausführen, deren Ergebnisse der Geologischen Landesan¬
stalt von der Achimer Wasserbau -Gesellschaft in dankens¬
werter Weise zur Verfügung gestellt wurden. Dabei wurden
erbohrt :

Brunnenschacht
2,80 m brauner Lehm
0,70 m Wesersand
4,7 m Weserkies
Liegendes: Ton des Lias

Bohrloch 7

0,00 — 3,00 m hellbrauner Lehm
3,00— 7,80 ra Weserkies
7,80 — 14,80 m schwarzer Ton
(wohl Posidonienschiefer)

Bohrloch 8

0,0— 2,5 m hellbrauner Lehm

2.5— 3,5 m Wesersand

3.5— 8,5 m Weserkies, rein

8.5— 9,5 m schwarzer Schieferton
(wohl Fosidoniensehiefer) mit

Schwefelkies

Wir haben also 2,5 bis 3 Meter Lehm, darunter 0,7
bis 1,0 Meter Sand und zu unterst 4,7 bis 5,0 Meter Kies
der Weser.

Durch alle diese Beobachtungen wird das Vorhandensein
einer bis zu 8,5 Meter mächtigen alluvialen, von Auelehm
und Sand bedeckten Schotteraufschüttung im Wesertal be¬
wiesen, die hier unmittelbar auf dem Lias lagert und ich

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darr behaupten, daß sich diese alluviale Terrasse von
HessisehOldendorf bis in die Gegend von Vlotho überall gut
erkennen läßt. Grupe (4 S. 49) versteht unter dem Weser¬
alluvium nur die jüngsten, noch in fortschreitender Bildiuig
begriffenen Ablagerungen der Talsohle, Flußsande und Fluß¬
lehm oder Auelehm; die im Flußbett der Weser zum Vor¬
schein kommenden stärkeren Geröllmassen sollen nach
Grupe in der Hauptsache älteren Terrassen angehören, die
der Fluß angeschnitten hat. Durch . die oben beschriebenen
Aufschlüsse ist aber das Vorkommen einer ausgedehnten
alluvialen Kiesaufschüttung im Wesertal erwiesen. Die
von Ghupe als Alluvium bezeichneten Ablagerungen ent¬
sprechen entweder nur den obersten Lagen unserer Al¬
luvialterrasse oder sind, was wohl zumeist zutreffen wird,
al 8* noch jüngere Anschwemmungen anzusehen, die sich
heute noch bilden. Nach meinen Erfahrungen sind dies
nur durch die jüngsten Überschwemmungen der Weser auf
zum Teil erst durch diese geschaffenen Erosionsflächen
älterer alluvialer oder diluvialer Terrassen abgelagerte
lehmig-sandige, im allgemeinen wenig ausgedehnte Bildun¬
gen. Die Hauptaufschüttungen des eigentlichen Alluviums
bilden eben die unseren Oldendorfer Ziegelsteinschottern
entsprechenden, durch das ganze Wesertal weit verbreiteten
Schotter, die fast überall eine Decke von Sand und Aue¬
lehm tragen. Ich bin der Meinung, daß diese Aufschüttungs¬
terrasse der Weser eine durchaus primäre alluviale Bildung
ist, also nicht etwa nur durch Umlagerung älterer, diluvialer
Schotter entstanden zu denken; denn ihr Gehalt an] nordischen
Bestandteilen ist sehr gering und die typischen Wesergerölle,
wie Buntsandstein und Thüringer- Waldporphyr, sind reich¬
lich vorhanden und zeigen dieselben Größenverhältnisse der
Gerolle, wie es bei jeder normalen, d. h. nicht von Eisschmelz¬
wassern veränderten Weseraufschüttung der Fall ist. Kurz
ich halte die Hessisch-Oldendorfer Inselt errasse, wie auch
die Terrasse der Fischbecker Kiesgruben, die ebenfalls Ziegel¬
steine führt, für eine primäre alluviale Aufschüttungsfcerrasse
und sehe in ihrem Vorhandensein den Beweis dafür, daß
im mittleren Wesertal in verhältnismäßig junger, alluvialer
Zeit eine ganz erhebliche Aufschüttung stattgefunden hat,
die derjenigen der Unteren Terrasse mindestens gleichkommt.

Das Verhältnis unserer Hessisch-Oldendorfer Insel¬
terrasse zu der Unteren Terrasse Gritpes (4) wird durch
einen zweiten Aufschluß geklärt: etwa 700 Meter südwest¬
lich vom Bahnhof Hessiseh Oldendorf, unweit der Zucker-

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fabrik, liegt an (lein südlichsten, von der Fabrik nach Westen
in der Richtung auf die Koverdensehe Weide führenden
Feldweg eine nicht sehr umfangreiche Kiesgrube (Besitzer
Heinrich Krüger in Hessisch- Oldendorf), die einer,
etwa zwei Meter höher (als die der Inseiterrasse) liegenden
größeren Terrassenfläche der Unteren Terrasse (Siecjejjts
postglazialer Terrasse) angehört. Dgs Profil der Kiesgrube
konnte von mir im Jahre 1919 und dann noch einmal 1921
gemessen werden und zeigt deshalb eine dem Fortschritt
des Kiesabbaues entsprechende Veränderung. Diese beiden
Profile lauten:

. I. 1919

0,5 m lehmiger Sand und Sand der Weser
1,0 m Weserkies

1,2 m grauer, braun verwitternder sandiger Ton mit Bythinia
tentaculata, Ancylus fluviatilis, Valvata piscinalis
1.5 m Weserkies und -sand (darin ein Cervidenpraemolar).

II. 1921

0,6 m lehmiger Weserkies

2,00 m graubrauner sandiger Ton bzw. Lehm mit Wasser¬
schnecken (Bythinia tentaculata , Limnaea u. a.)

2,00 m Weserkies und -sand, mituni er etwas rostig oder
schwärzlich, enthält unten Knochen, außerdem Helix
sp., klein, weiß (ganze Schalen waren nicht zu er¬
halten, da sie an der Luft zerfielen), Bythinia tenta¬
culata, Valvata piscinalis, Ancylus fluviatilis, Limnaea
ovata und Pisidium sp.

0,20 m torfig-sandige Lage mit Holzresten

Liegendes: Kies und Sand der Weser.

Eintrittes Profil in der Unteren Terrasse beobachtete
neuerdings bei Ausschachtungsarbeiten für das Geschäfts¬
haus Ehrhardt an der südlichen Ecke der Loh- und
Kaiserstraße in Hameln Herr Studienrat Fricke.

III. 1923

0,6 m Aufschüttung

1,7 m Ton und Schlick mit

2,4 m Torf

0,4 m Ton

Liegendes: Weserkies

Planorbis corneus L.

Planorbis umbilicatus Müll.
Paludina sp. (wahrscheinlich contecta)
Limnaea stagnalis L.

Valvata sp., Pisidium sp.

In den Aufschlüssen der Ziegeleien westlich von Hameln
bei Lachem, Krückeberg, Rumbeck und Großenwieden bildet
überall der Auelehm und Ton der Unteren Terrasse eine
etwa 2 bis 5 Meter mächtige Decke, unter welcher der
Weserkies der Unteren Terrasse folgt. Schon aus den
obigen Profilen und den zahlreichen Flachbohrungen bei
der Aufnahme ergibt sich also, daß auch die Untere Terrasse
aus einer gewöhnlich an der Basis des Profils liegenden,

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meist mehrere Meter mächtigen Schicht von Weserkies
und -sand besteht, die fast überall eine Decke von tonig-
lehmigen Schlickabsätzen trägt. Diesem Profil können
sowohl im Ton, wie im Kies oder Sand Lagen von Moot-
erde oder Torf eingelagert sein, die jedoch, wie Profil I
bis III zeigt, wechselnde Mächtigkeit haben und z. B.
in derselben Kiesgrubt» bei Hessisch-Oldendorf 1921 völlig
auskeilten. Die Schotter der Profile I und II in der Olden¬
dorfer Kiesgrube zeigen die völlig normale Zusammensetzung
eines Weserkieses und enthalten keine Zicgelsteingerölle.
Auch der Erhaltungszustand der Knochen deutet auf ein
höheres Alter des Kieses, als wie das der Insclterrasse hin.
Hiernach ist also sicher, daß der Kies der letzteren bei
Hessisch-Oldendorf auch seiner Höhenlage zu der Terrasse
der ‘Profile I und II nach alluviales Alter besitzt und daß
in dieser alluvialen Zeit eine mindestens ebenso starke
Aufschüttung von Weserschottern stattgehabt hat, wie in
der nächstälteren Periode der Bildung der Unteren
Terrasse. Ich möchte auf diese alluviale Auf¬
schüttung besonders deshalb hinweisen, weil neuerdings
das Vorhandensein einer erheblichen alluvialen Aufschüttung
im Mittellauf unserer deutschen Ströme von Soergel (t\
S. 12) in Abrede gestellt wird und weil auch Grupk (4, 5)
im Wesertal oberhalb Hameln weder der Unteren Terrasse,
noch dem Alluvium nennenswerte Schotter mengen zuspricht.
Auch aus anderen Flußtälern ist eine solche alluviale Kies¬
aufschüttung bekannt geworden. So haben die geologischen
Aufnahmen an der Saale zwischen Jena und Halle ergeben,
daß dort allgemein neben der postglazialen Kiesterrasse
ausgedehnte alluviale Kiesaufschüttungen vorhanden sind.
L. Sikgekt hatte die postglaziale Terrasse zunächst auf
den Karten blättern des Saalegebiets zwischen Halle und
Weißenfels als Altalluvium dargestellt, nennt sie aber dann
in Übereinstimmung mit E. Picards und meiner Auffassung
bei Naumburg und Jena postglazial (7, S. 311/12). Das
eigentliche Alluvium besteht demnach zwischen Jena und
Halle aus dem Saalekies, -Sand und -Auelehm im Untergrund
der heutigen, ineist mit Wiesen bedeckten Talaue, deren
Schichtenprofil teilweise an den Steilufern der Saale zu
sehen ist. Über das Alter des dieser Terrasse zugehörigen
Saalekieses konnte ich kürzlich bei Jena eine Beobachtung
machen. Auf den am Westfuße des Jenzigs in etwa. 141
Meter Meereshöhe gelegenen Wiesen, etwas südwestlich
vom Wort „Erlkönig“ der Karte, das an den Ort von

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G oet hes Dichtung' erinnern soll, liegt linker Hand neben
dem Fußweg von Wenigen jena nach Kunitz eine Kies- und
Sandgrube, die etwa D/s Meter Saalekies aufschließt. Dieser
enthält nun außer Urtio batavus L. und einzelnen Knochen-
resten (Canis sp.) Ziegelsteingerölle und rote, irdene Topf¬
scherben, die z. T. noch grüne Glasurreste erkennen lassen.
Wir haben hier also, ähnlich wie an der Weser, einen echten
Alluvialkies vor uns, dessen jugendliches Alter — seine
Entstehung dürfte in das früheste Mittelalter zu versetzen
sein — zweifellos feststeht. Die Terrasse, zu der dieser
Kies gehört, bildet nun aber im ganzen Saaletal den Unter¬
grund der heutigen Aue, und wenn auch noch nicht überall
bisher ähnliche Kulturreste gefunden sind, wie am Erl¬
könig, so darf es doch wohl als sicher gelten, daß auch
im S'aaletal in alluvialer Zeit eine bedeutende alluviale
Kiesaufschüttung stattgefunden hat.

Möchten diese Zeilen dazu anregen, daß auch an anderen
Stellen des Weser- und Saaletales und in anderen Flußtälern
der neuzeitliche und prähistorische Inhalt der Kiesablagerun¬
gen aus alluvialer und postglazialer Zeit genauer festgestellt
wird und dadurch Anhaltspunkte für die Beurteilung der
Altersfolge und für eine etwa mögliche weitere Gliederung
dieser jungen Terrassen gewonnen werden.

(Manuskript eingegangen am 17. April 1923.)

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+ Neueingänge der Bibliothek.

Bange, Paul: Die Küstenebene Palästinas. Aus: Ver{

Ges. f. Palästina-Forschung. 8. Berlin 1922.

— Wanderfahrten in Galiläa. Aus: Jahrb. d. Bundes der
kämpfer. 1923.

Reichabdt, A. : Geologie der Umgebung Erfurts. Erfurt^

Reiser, Karl A. : Geologie der Hindelanger und Pfroi
Berge im Allgäu. Aus: Geognost. Jahreshefte. 33, 35
1920, 1922 u. 1923. München 1923.

Shannon, Earl V. : Mineralogie notes on Pucherite,
Trichalcite and Wavellite. Aus: Proceed. U. S. Nat.

62. Washington 1922.

— On siderite and associated minarels from the Columbia
basalt at Spokane, Washington. Aus: Proceed. U. S.

Mus. 62. Washington 1923.

Stockdall, B: Stvlolites, their natui*e and origin. Aus: In<
llniversity studies IX. Bloomington (Ind.) 1922.

van der Veen, B. W. : Örigin of the tectite sculpture and
consequences. Aus: Verh. Geol.-Mijnbouwk. Genootsch.
Nederland cn Kol. Geol. Serie. VI. ’s-Gravenhage 1923.

Wanner J.: Zur Tektonik der Molukken. Aus: Geol. Bunds«'
XII. Leipzig 1921.

— Über armlose Krinoiden aus dem jüngeren Paläozoikum.
Aus: Verh. Geol.-Mijnbouwk. Genootsch. voor Nederland
en Kolonien. Geol. Serie V. . ’s-Gravenhage 1920.

— Beiträge zur Geologie und Geographie von Nordost-Borneo.
Ergebnisse einer von Dr. K. Stamm in den Jahren 1913 und
1914 ausgeführten Beise, nach seinen hinterlassenen Auf¬
zeichnungen und Sammlungen zusamraengestellt und unter
Mitwirkung von Prof. Dr. H. Bücking bearbeitet. Aus:
N. Jahrb. Min. Beil.-Bd. 45. Stuttgart 1921.

Wurm, A. : Über die geologische Stellung der Münchberger
Gneismasse. Geologischer Führer nach den Basal tvulkanen
bei Neustadt a. C., in die Münchberger. Gneismasse und in
das Fichtelgebirge. Aus: Jahresber. Oberrhein. Geol. Ver.
N. F. XII. 1923. Ansbach 1922 — Stuttgart 1923.

— Zur Geologie von Ostmazedonien. Aus: N. Jahrb. Min. L
Stuttgart 1922.

Zimmermann I.. E. : Geologisches Querprofil durch Thüringen
von Suhl über Ilmenau und Weimar nach Halle. Aus: Z. D.
G. G. 74. Berlin 1922.

— Die Gänge und Stöcke* von Poryhyr im! Katzbaeh- und Wal-
denburger Gebirge in Schlesien. Aus: Jahrb. Preuß. Geol
Landesanst. für 1920. XLI. II. Berlin 1922.

— Rät und „Pliocän“ auf dem Kirchberg bei Bittstedt unweit
Arnstadt in Thüringen. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst
für 1919, XL. II.. Berlin 1922.

— Bericht über die Ergebnisse der Aufnahmen auf Blatt Kauf-
fung im Jahre 1919. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst
für 1919, XL. II. Berlin 1922.

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Tafel B

2000 m**

Carbon

Oberdevon

Massenkalk

Mt Mitteldevon

Überschiebungen u. Sprünge

Flöze

Hirchende

Huhr

Flözleeres

lOCOm

2000m

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Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft.

(Abhandlungen und Monatsberichte.)

B. Monatsberichte.

Nr. 5-7. 76. Band. 1924.

Berlin 1925.

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart.

INHALT.

Protokoll der Sitzung am 7. Mai 1924 . . . ; . 97

„ „ „ „ 4. Juni 1924 98

„ 2. Juli 1924 . 99

Vorträge :

POMPECKJ, J. F. : Zum 150. Geburtstag Leopold v. Buchs

(Titel) . • . 97

-QUIEING, H. : Thermenaufstieg und Gangeinschieben

(Titel) . 97

HEILAND, C.: Die bisherigen Prg^bnisse magnetischer
Messungen über norddeutscher^. Salzhorsten. (Mit

4 Textfiguren) . *L ..... . 98, 101

* FULDA, E. : Die Entstehung-, der,- deutschen Kalisalz¬
lager (Titel) . •* . 98

GOTHAN, W.: Einige neuere bemerkenswerte Funde in

der mitteldeutschen Braunkohle (Titel) . 99

SOLGER, F. : Das Problem der Markgrafensteine in den

Rauenschen Bergen (Titel) . 99

BOEHM, J.: Das Uutersenon von Borken i. Westf. (Titel) 100
MESTWERDT, A.: Spateisensteingänge in mesozoischen

Schichten des Weserberglande.s . 100

Briefliche Mitteilungen :

BRAUN, G. : Über eiuen Fund von Geschiebemergel

über Sanden bei Tornea . 111

ERDMANNSDÖRFFER, O. H.: Über Gesteine des Bode¬
ganges im Harz . 114

VAN WERWEKE, L.: Über Ineinandergreifen von

Schollen- und Faltengebirgsbau . 126

VAN WERWEKE, L.: Das Alter der Sundgauschotter

im Oberelsaß . 130

QUIRING, H.: Pos tbasal tische und rezente Schub¬
bewegungen auf Überschiebungsklüften im Rheini¬
schen Schiefergebirge. (Mit 2 Textfiguren) .... 139
Neueingänge der Bibliothek . 144

Go sie

Deutsche Geologische Gesellschaft.

Vorstand für das Jahr 1924

Vorsitzender: Herr Krusch Schriftführer: Herr BAbtlinö

Stellvertretende | „ Pompbckj „ LEUcns-München

Vorsitzende: \ „ DEECKE-Freiburg i. Br. „ Solger

Schatzmeister: „ Picabd „ Mestwerdt

Archivar: „ Dienst

Beirat für das Jahr 1924

Die Herren: Broili- München, Buxtorp- Basel, Cloos -Breslau, Erdmanxs-
dörffer- Hannover, Fliegel- Berlin, Schumann - Grube Jlse, N.-L., Strbmme-
Danzig, SuEss-Wien, Wegner - Münster.

□

Mitteilungen der Schriftleitung.

Im Interesse des regelmäßigen Erscheinens der Abhandlungen und
Monatsberichte wird um umgehende Erledigung aller Korrekturen gebeten.

Die Manuskripte sind druckfertig und möglichst in Maschinenschrift ein¬
zuliefern. Der Autor erhält in allen Fällen eine Fahnenkorrektur und nach
Umbrechen des betreffenden Bogens .eine Revisionskorrektur. Eine dritte
Korrektur kann nur in ganz besonderen Ausnahmefällen geliefert werden. Für
eine solche hat der Autor die Kosten stets zu übernehmen.

Im Manuskript sind zu bezeichnen :

Überschriften (halbfett) doppelt unterstrichen,

Lateinische Fossilnamen (kursiv 1) durch Schlangenlinie,

Autornamen (Majuskeln) rot unterstrichen,

Wichtige Dinge (gesperrt) schwarz unterstrichen.

□

Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende

Adressen benutzen:

1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an
Herrn Bergrat Prof. Dr. Bartling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128.

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Bergrat
Prof. Dr. Mestwerdt, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

4. Sonstiger Briefwechsel an deil Vorstand der Deutschen Geo¬
logischen Gesellschaft, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard,
Berlin N4, Invalidenstr. 44, einzusenden.

jltizedbyGo §kuNIVERS

Zeitschrift

der

Dentschen Geologischen Gesellschaft

B. Monatsberichte.

Nr. 5-7.

1M24-.

Protokoll der Sitzung am 7. Mai 1924.

Vorsitzender: Herr Keusch.

Der Vorsitzende gedenkt der reichen Verdienste der
beiden jüngst verstorbenen Mitglieder, der Herren
Schmeisskr und Leppla; die Versammlung erhebt sich zu
ihrem Andenken.

Als Mitglieder werden in die Gesellschaft aufgenommen:

Das Institut für Mineralogie und Petrographie der
Universität Leipzig;

Herr Bergbaubcflissener Leonhard Riedel in Essen,
Friedenstr. 37.

Herr Bartling gibt den vorläufigen Plan für den Ver¬
lauf der Hauptversammlung in Königsberg und Danzig be¬
kannt. Herr Pompeckj wünscht für die Zukunft, daß die
Hauptversammlungen nicht vor dem 4. August beginnen.
Der Vorsitzende stimmt dem zu und begründet die diesmalige
Abweichung davon.

Nach Vorlage der Büchereieingänge durch den Vor¬
sitzenden gibt Herr POMPECKJ ..Zum 150. Geburtstage
Leopold v. Buchs“ ein Bild vom Leben und der Bedeutung
des großen Mitbegründers der Deutschen Geologischen Gesell¬
schaft und regt an, das Bildnis Leop. v. Buchs in einer
geeigneten Form in das Siegel der Gesellschaft und das
Titelblatt der Zeitschrift aufzunehmen.

Darauf spricht Herr QU1RING über: „Thermenauf-
Ktieg und Gangeinschieben“.

In der Erörterung ergreifen das Wort der Vorsitzende
und Herr Mestwerdt1).

9 Siehe S. 100

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Dann folgt der Vortrag von Herrn HfilLAND: „Die
bisherigen Ergebnisse magnetischer Messungen über
norddeutschen Salzhorsten4*2).

An der Besprechung beteiligten sich die Herren:
v. Schmidt, Lof.we, Tcchel, der Vorsitzende und der Vor¬
tragende. •

V. W. 0.

Sou; eh. Kkvsch. Bäht 1,1x0.

Protokoll der Sitzung am 4. Juni 1924.

Vorsitzender: Herr Kursen.

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung und teilt das
Ableben des Mitgliedes Ernst Hennemann in Charlotten¬
burg mit. Dio Anwesenden erheben sich zu Ehren de*
Andenkens an den Verstorbenen von ihren Sitzen.

Als Mitglieder werden in die Gesellschaft aufgenomnien:

Fräulein Adele Schmidt, Studienrätin in Liegnitz;

Herr Assistent Dr. Leopold KÖlbt. in Wien, Feist*
mantelstraße 4;

Herr Oberingenieur Richard GCxtzel in Wurzbach
(Reuß).

Der Vorsitzende macht ferner Mitteilung von der Vor¬
legung des Internationalen Geologenkongresses in Spanien
in das Frühjahr 1926 und gibt ein Preisausschreiben über
10 000 Dollar vom Sekretariat des Deutschen Friedenspreises
bekannt.

Nach Vorlegung der neu eingegangenen Bücher und
Schriften berichtet Herr Wolff über die agrogeologisclie
Konferenz in Rom und die Begründung der Internationalen
Bodenkundliclien Gesellschaft (Generalsekretär Prof. Hissixu
in Groningen). Dann gibt Herr E. FULDA ein Referat
über die zweite Auflage des Buches von
ErnstJA nicke: „Die Entstehung der deutschen Kali-
salzlager44.

An der Aussprache beteiligen sich: Herr Zimmkr-
mann I, So lg er, der Vorsitzende und der Vortragende.

*) Siehe S 101.

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Herr GOTHAN bespricht „Einige neuere bemerkens¬
werte Fnnde in der mitteidentsehen Braunkohle“.

In der Diskussion sprechen die Herren Hähnel,
Flieg el, der Vorsitzende und der Vortragende.

v. w. o.

Dienst. K kusch. Soi.gek.

Protokoll der Sitzung am 2. Juli 1924.

Vorsitzender: Herr Keusch.

Die Gesellschaft hat durch den Tod verloren: Herrn
Bergwerjksdirektor Wilhelm Schmitz in Hamborn und
Herrn Professor Theodor Wolf in Dresden.

Die Anwesenden erheben sich zu Ehren der Ver¬
storbenen.

Als Mitglieder der Gesellschaft werden aufgenommen:

Herr Studiendirektor Mattes in Berlin- Adlershof ;

Herr Studienassessor Erich Koenig in Staßfurt:

Herr Dr. Schwanecke in Wernigerode a. H.;

Fräulein Studienrat Maria Ilgen in Essen;

Herr Katasterdirektor Walter Mielecke in Finster¬
walde (N.-.L);

Herr Assistent Dr. W. Hollstein in Danzig-Langfuhr,
Techn. Hochschule;

Herr Studienrat F. Koster in Bommem (Ruhr).

Der Vorsitzende teilt die Einladung des Hauptver¬
bandes deutscher Höhlenforschung zur Hauptversammlung
vom 15. August bis 1. September in Nürnberg mit, auf
der die Gesellschaft durch Herrn Dienst vertreten sein
wird. Herr Wolf dankt im Namen des Vereins für^Höhlen-
forschung für das Interesse der Geologischen Gesellschaft

Nach Vorlegung der Büchereieingänge behandelt Herr
SOLGER: „Das Problem der Markgraf ensteine in den
Rauenschen Bergen“.

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100

An der Aussprache nehmen teil die' Herren Keiliiack,
Schneider, Johnsen und der Vortragende.

Hierauf spricht Herr JOH. BOEHM über: „Das Unter-
seiion von Borken in Westfalen“.

v. w\ o.

Dienst. Solgeb. Keusch.

Vorträge.

Spateisensteingänge in mesozoischen
Schichten des Weserberglandes.

(Erörterung zum Vortrage von Herrn Quiring in der Sitzung
am 7. Mai 1924.)

Von Herrn A. Mestwerdt, Berlin.

Im Anschluß an den Vortrag des Herrn Quiring über
„Thermonaufstieg und Gangeinschieben“ im Siegerland sei
daran erinnert, daß Herr Grupe früher auf den Zusammen¬
hang von Basalten und Eisensteinbildungen im Solling hin-
gewiesen hat. Auch längs der Pyrmonter Achse ist der
Kohlensäuregehalt der Heilquellen wohl als magmatische
Auswirkung zu deuten, und das in der kohlensäurehaltigen
Therme gelöste Ferrokarbonat konnte gelegentlich auf
Quellspalten als Spateisensteingäng ausgeschieden werden.
Am offenkundigsten ist dieser Zusammenhang bei jenem
kleinen Spateisensteingang, der im Fortstreichen der Pyr¬
monter „Stahlquelle“ und etwa 3 km von ihr entfernt in
einem Steinbruch im Wellenkalk (bei Holzhausen) auf¬
geschlossen ist. In steil auf gerichteten Wellcnkalkschichten
derselben Hebungslinie sah ich ferner bei Rentorf (unweit
Lemgo) Klüfte, die senkrecht zur Schichtung, also mehr
wagerecht liegen, mit Kalkspat und Spateisen ausgekleidet,
während in dem benachbarten Buntsandstein Eisenglanz

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101

vorkommt. Auch hierbei möchte ich an die Mitwirkung von
Kohlensäuerlingen denken, die vor Ausbildung der jetzigen
hydrologischen Verhältnisse das Gebirge durchwandern
konnten. Seit langem bekannt ist sodann das Vorkommen
eines abbauwürdigen Spateisensteinganges im Wiehengebirge
bei Preußisch-Oldendorf. Er setzt im Braunen Jura auf,
der hier an der Limbergachse Lohmanns sattelförmig sich
aufwölbt. Man erkennt also auch bei dieser unbedeutenden
Nebenachse einen „fossilen“ Kohlensäuerling. So dürften
mit der Zeit noch weitere kleine Spateisensteingänge ge¬
funden werden, wie z. B. ein solcher bei Bad Essen am
Wiehengebirge in der Bauerschaft Essenerberg im Unteren
Dogger, auf dem Nordflügel der Piesberg-Pyrmonter Achse,
vorkommt. Der Gang streicht etwa im Sinne des ganzen
Gebirges. Auf die Nachbarschaft der kleinen kohlensäure-
haltigen Solquelle von Bad Essen und die Möglichkeit eines
genetischen Zusammenhanges beider Erscheinungen sei auch
hier wieder hingewiesen.

Die bisherigen Ergebnisse magnetischer
Messungen Ober norddeutschen Salzhorsten.

(Vortrag, gehalten in der Sitzung vom 7. Mai 1924, nebst
einigen Ergänzungen.)

Von Herrn C. Heiland.

(Mit 4 Textfigumi.)

Dir Anwendung erdmagnetischer Untersuehungs-
methoden zu geologischen und bergbaulichen Zwecken ist
keineswegs sehr jungen Datums. Insbesondere wurden sie
mit Erfolg bei Aufschlußarbeiten im Eisenerzbergbau ver¬
wandt; die erste geschichtliche Überlieferung darüber
stammt meines Wissens aus dem Jahre 1760. Der um¬
gekehrte Gedankengang — nämlich die Aufsuchung von
schwächer als die Umgebung magnetisierten Lagerstätten
— wurde im Jahre 1920 von F. Schuh bei erdmagnetischen
Beobachtungen über den Salzhorsten Mecklenburgs ange¬
wandt. Vorher hatte schon im Jahre 1898 A. Schueck auf
negative magnetische Anomalien über Kreidevorkommen

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102

aufmerksam gemacht, indessen hatten seine Messungen nicht
den methodischen Charakter und praktischen Hintergrund
wie die von F. Schuh.

Die Untersuchungen von F. Schuh haben mm an
verschiedenen anderen Stellen zu weiteren Messungen über
Salzlagerstätten angeregt; soweit dieselben veröffentlicht
sind, sollen sie im folgenden kurz besprochen werden.

Es wurden untersucht:

I. Das Gebiet, der Salzlagerstätten des sw. Mecklen¬

burg von F. Schuh.

II. Die Ostseeküste vom Salzhaff bis in die Gegend
von Rostock von der „Erda“ A.-G., Göttingen.

III. Das östlich angrenzende Gebiet, die Gegend von
Warnemünde und Rostock von H. Moll.

IV. Der Salzstock bei Wefensleben von H. Haalck
und G. Brinkmeibr.

V. Der Salzstock von Segeberg in
Holstein

VI. Der bei Bahlburg südl. Winsen
a. d. Luhe und

VII. Der Salzhorst von Lüneburg

vom Verfasser.

Die dabei angewandte Messungsmethode war in allen
Fällen die gleiche. Zur eindeutigen Bestimmung des erd¬
magnetischen Kraftfeldes seiner Richtung und Stärke nach
benötigt man drei Bestimmungsstücke, und zwar hat sich
die Messung der Deklination, Horizontalintensität und In¬
klination auf dem Wege der sog. absoluten Beobachtungen
als zweckmäßig herausgestellt. Da jedoch deren Ausführung
sehr zeitraubend ist, wird man für praktische Zwecke nur
eine Komponente des Gesamtfeldes heranzieheu, und zwar
nach Möglichkeit diejenige, welche hinsichtlich ihrer Ano¬
malie die engste Beziehung zu den störenden Ursachen
der obersten Erdkruste auf weist; die Vertikal Intensität oder
Z-Komponente.

Zur Ausführung von Vertikalintensitätsmessungeu kann
man sich verschiedener Apparate bedienen; am zweck¬
mäßigsten bat sich jedoch, besonders in letzter Zeit, die
Feldwage nach Ad. Schmidt der Askania- Werke A.-G.
erwiesen, eine Modifikation der LLOYDschen Wäge. Die¬
selbe besteht in einfachster Weise aus einem Magnetsystem,
welches senkrecht zum magnetischen Meridian auf einer
Schneide balanziert. Der Sclrwerpunkt des Systems fällt
nicht mit dem Drehpunkt zusammen; d;is-elbe ist außer-

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UNIVERSITY OF MICHIGAN

103

«Irin so überstimmt, daß e< am jeweiligen Beob ichtimgs-
punkt annähernd horizontal liegt. Seine Rippung, de durch
ein Kernrohr mittels Spiegelsystems an einer Skala ab-
eeleson werden kann, ist der Vertikalintensität direkt
proportional. Die Vertikalintensität, berechnet sich somit
einfach nach der Beziehung Z Z0 + s (sred— s0), wobei srt ein
der Vertikalintensität Z0 der Ausgangsstation entsprechender
Basisstaud, sred die wegen Instrumentenneigung und Tempe¬
ratur sowie Variation des Erdmagnetismus verbesserte Ab¬
lesung an der Station und e der Skalenwert ist.

Um den durch die Lagerstätte selbst bedingten Störungs¬
bot rag zu erhalten, ist an jedem Punkte der Normalwert
der Z-Komponente abzuziehen; man erhält so den Störungs¬
wert AZ; Linien gleicher Vertikalkraftstörung heißen
Z-Isanomalen; die . Störung der Vertikalkraft wird positiv
sein, wenn der Gehalt eines Schichtenkomplexes an magne¬
tisierbaren Substanzen den der Umgebung übertrifft und
umgekehrt.

Wir gehen nunmehr zur Besprechung der einzelnen
Untersuchungen selbst über, und zwar soll in jedem Pall
der magnetische und der geologische Teil der betreffenden
Arbeiten für sich behandelt werden.

I. \1 e s s u n g e n von F. Schuh im südwestlichen
Mecklenburg.

a) Magnetischer Teil.

Es wäre, wünschenswert gewesen, wenn der Begriff
Empfindlichkeit nicht in zwei verschiedenen Bedeutungen
verwendet worden wäre; man weiß häufig nicht, ob nun
Skalen- oder Basiswert gemeint ist.

Die Bestimmung des Normal wertes genügt ferner kaum
den für theoretische Zwecke erforderlichen Ansprüchen an
Genauigkeit, da von einer Karte im Maßstab 1 : 750 000
(magnetische Karte des Deutschen Reiches von An. Schmidt,
Z-Komponente für 1901) Linien in Abständen von 100 zu
100 y (1 y = 1 x IO-5 CGS) auf ein Meßtischblatt übertragen
und 100 weitere Linien interpoliert wurden.

Die Isanomalenkarte endlich wäre besser mit Linien
in Abständen von 25 zu 25 y statt mit solchen von
10 zu 10 y konstruiert worden, in Anbetracht der Über¬
sichtlichkeit und des mittleren Beobachtungsfehlers.

Was die Kontrollmessungen betrifft, so wäre zur
Ermittlung von Standänderungen des Instrumentes ein
häufiger Anschluß an der Basis erwünscht gewesen.

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104

b) Geologischer Teil.

Kg. 1 zeigt eine vom Verfasser unter Benutzung der
von Schuh mitgeteilten Werte in Abständen von 25 zu 25 \
entworfene Isanomalenkarte. Es ist auffällig, daß in der
Anordnung der Maxima und Minima die variskische Rich¬
tung derartig vorherrscht. Stellenweis«» kreuzt sieh die¬
selbe mit dem untergeordneten herzynischen System.

Fig. 1. Die Messungen von F. Schuh im Gebiet der Salzlager¬
stätten des südwestlichen Mecklenburg.

Die geringsten Werte der Vertikalintensität finden sich, •
besonders bei Lübtheen und Conow, über den dortigen Salz--
Stöcken. Ein Profil durch die von Schuh mit getcil teil
Lübtheener und Conower Bohrungen ergibt, daß auf die
magnetische Linienführung in der Hauptsache d:e Gestaltung
des Gipshutes von Einfluß ist.

Auf Grund dieser Erkenntnis dürfte man wohl den
weitergehenden tektonischen Schlußfolgerungen ScniH' über
die Verbreitung der Salzlager keine so große Bedeutung
beimessen, zumal noch ausdrücklich festgestellt wird. daJi
auch das Tertiär (besonders im SO des Untersuehunfirs-
gebiete-O starke negative Anomalien hervorruft.

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105

II. Messungen der „K r d a“ A. - G. an der Ost-
s e e k ü $ t e Mecklenburgs.

a) Magnetischer Teil.

Durch die große Anzahl von Stationen hut sich das ziem
lieh kompliziert erscheinende magnetische Kartenbild gut
festlegen lassen; es wäre allerdings wünschenswert gewesen,
wenn auch die Ergebnisse der Kontrollmessungen mit-
ge teilt worden wären, um Anhaltspunkte über die innere
Zuverlässigkeit des Netzes zu ermöglichen. Der Anschluß
nach Osten zu den Mou.schen Messungen hinüber ist nicht
ganz befriedigend; beim Zusammenzeichnen beider Auf¬
nahmen ist man häufig über die Linienführung im Zweifel.
Vor allem fällt auf, daß die Störungsamplituden im Bereiche
der „Erda“' -Messungen wesentlich größer sind, als im Unter¬
suchungsgebiete von H. Mo m..

b) Geologischer Teil.

Die geologischen Verhältnisse des Unter suchungsgebietes
sind nicht sehr genau bekannt. An die Basis des Diluviums
treten im fraglichen Gebiete hauptsächlich Eocän, Paleoeän
und Kreide heran. Salzhorste werden an verschiedenen
Punkten vermutet, sind jedoch noch nicht mit Bestimmtheit
nachgewiesen. Die unruhige Gestaltung des magnetischen
Kartenbildes hat das Vermessunsrsgebiet mit allen bisher
aufgenommenen Küstenländern der Ostsee gemeinsam. Ob
eine derartige Linienführung in erster Linie auf wechsel¬
volle magnetische Verhältnisse innerhalb des Diluviums
zurüekzuführen ist, wie F. Errilat und der Verfasser
annehmen möchten, ist bisher noch eine Streitfrage. F. Schuh
vertritt dagegen die Ansicht, daß, abgesehen von einem
allgemeinen Einfluß tektonischer Richtungen sowie der oro-
graphi8chen Gliederung des Geländes, nicht nur das Hoch-
kommen des eoeänen Kieselgesteines sich durch relativ
geringe Werte kennzeichne, sondern daß auch an ver¬
schiedenen Punkten, wie z. B. bei Hohenfelde, Wichmanns¬
dorf, Sandhagen, Reddelich und Hinte rbollhagen. die dortigen
negativen Anomalien mit ziemlicher Sicherheit auf «las
Aufbrechen von Salzhorsten schließen ließen.

III. Die- M ossungen v o n H. Moll bei R o stock

u n d W arueraünde.

a) Magnetischer Teil.

In diesem Teil seiner Arbeit befaßt sich H. Moll
eingehender mit Prinzip und Methode der Feldwagenmessun-

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gen, jedoch wird dabei m. E. besonders das erstere nicht
mit der wünschenswerten Schärfe herausgearbeitet und
auch sonst scheinen hinsichtlich der Bedeutung der einzelnen
Rechenoperationen noch mancherlei Unklarheiten zu be¬
stehen. Bezüglich der Bestimmung des Normahvertes und
des Wertabstandes der Isanomalen gilt auch liier das im
Abschnitt I gesagte. Aus den * verschiedenen regellosen,
wenngleich zu einer Basis symmetrischen Standändennigm
des Instrumentes eine „absolute Konstanz“ der Feldwajre
ableiten zu wollen, ist doch wohl nicht möglich; es scheint
sich hier lediglich darum zu handeln, daß die Wage infolge
von Ungenauigkeiten im Schneidenschliff zwei verschiedene
Auflagen bevorzugt.

b) Geologischer Teil.

Ähnlich wie bei dem unter II besprochenen Unter*
suchungsgebiet l)eteiligen sicli auch hier an dessen Zu¬
sammensetzung vornehmlich Diluvium, Eociin, Paleocän und
Kreide. Auch magnetisch äußern sich diese Schieliten¬
glieder wiederum derartig, daß einer größeren Mächtigkeit
des paleoeänen Tones hohe magnetische Werte entsprechen,
während eine geringe Tiefenlage des eoeünen Kicselgesteines,
wie bei Rostock, im besonderen aber ein Hochkommen der
Kreideoberkante, besonders bei Warnemünde sich durch
Minima der Vertikalintensität kennzeichnen. Die Vertiefung
des Warnemünde^ Minimums nach 0 zu, das sog. Breitlings¬
minimum, möchte Moi,l auf Rechnung eines Salzhorstes
setzen, welcher die Kreide mit emporgebracht haben könnte.

IV. M e s s u n g e n von H. Ha a l c k u n d G. B u i n k -
meikk bei Wefenslebcn.

Diese Untersuchungen sind mit zwei Apparaten bei
häufigerem Anschluß an Kontrollstationen ausgefülirt
worden. Als mittlerer Beobachtungsfeh ler ergab sich T«
wogegen die maximale Störungsamplitude (von der Salz*
auf pressung bis zum ungestörten Teil) 120 y betrug (bei
einer Tiefenlage des Salzspiegels von etwa 300 m unter
Tage).

Die geologischen Verhältnisse des Untersuchungs¬
gebietes sind gekennzeichnet durch die grabenartige Ver¬
senkung von Keuper und Jura zwischen Muschelkalk und
Röt einerseits und Rhät andererseits, durch weicht1 im
Grabengebiet das Zechsteinsalz hochgepreßt wurde. wie die
beigegebenen Profile (Fig. 2) zeigen.

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107

Die magnetische Linienführung paßt sich mit Ausnahme
les Minimums westlich Wefenslebens, das auf Messungs¬
ehler zurückgeführt wird, den geologischen Verhältnissen
:ut an. Das Hauptminimumgebiet folgt ziemlich genau der
Trabenzone, ist aber verschoben, weil im O das Salz nicht
lic ganze Grabenzone ausfüllt.

Grenze des 8alsspiegels 300 m ^

unter Tage

- Grenze des Salshorstes auf 780 m
Bohle

J Verwerfungen

Fig. 2. Die Messungen von Haalck und Brinkmeier bei Wefensleben.
a) Z-Isanomalen b) Profile

V. Messungen über dem Salz hörst von Sege-
berg vom Verfasser.

Was den erdmagnetischen Teil de£ Arbeit betrifft, so
ist nur zu bemerken, daß deren Ausführung in verhältnis¬
mäßig kurzer Zeit vor sich ging, da die Basisanschlüsse
infolge relativ guter Konstanz der Wage und gleichmäßiger
Temperatur sehr beschränkt werden konnten.

Geologisch ist das Untersuchungsgebiet charakterisiert
durch, den Aufbruch eines etwa 4 km langen und 2 km
breiten Salzhorstes von südwestlichem bis nordöstlichem
Streichen durch tertiäre und diluviale Schichten, dessen Gips¬
hut im Kalkberg inmitten Segebergs und bei Stipsdorf zutage
ausgeht und dessen Ausdehnung durch Bohrungen gut bekannt
ist. Die magnetische Anomalie paßt sich in ihrem Verlaufe ge-

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108

uau der Erstreckung des Gipshutes an und erreicht auf dem
Kalkberg die größten negativen Werte, während bei Stips
dorf die Anomalie nur ungefähr halb so groß ist, was
höchstwahrscheinlich durch die Schlottenausfüllung des
dortigen Gipses mit tertiärem und diluvialem Material bedingi
wird (vgl. Profil Fig. 3).

VI. Über die Messungen des V er f as s ers bei
Bahlburg südlich Winsen
ist wenig zu bemerken. .

Hinsichtlich der geologischen Verhältnisse des in zwei
Profilen von zusammen 16 Stationen untersuchten Gebiet«

Fig. 3. Gebrochenes, überhöhtes Profil durch den Salzhorst von
Segeberg nebst Darstellung der AZ-Kurve.

ist nur soviel bekannt, daß in einer Bohrung bei Bahlbm^
das Salz bei etwa — 300 m erreicht wurde, während
weitere, ihrer Lage nach nicht genau bekannte Bohrung
ergebnislos verliefen. Statt der zu erwartenden negativ
Anomalie ergaben die Messungen eine etwa ostwestücb
streichende positive Störung von 75 y Amplitude, was e'H
auf die Wirkung stärker magnetisierter, von dem Salzstock
emporgebracliter Schichten zurückzuführen sein dürfte.

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VII. Die Untersuchungen bei dem Zechst ein-
aufbruch von Lüneburg

beziehen sieh wiederum auf ein geologisch sehr genau unter¬
suchtes Gebiet. Der dortige Salzstock, dessen Gipshüte im
Schiitstein und Kalkberg zutage treten, hat triassische,
Kreide- und miocane Schichten mit an die Oberfläche
gebracht.

Wie das Profil in Fig. 4 zeigt, finden sich über diesen
Gipshüten wiederum die Höchstwerte der negativen Ano¬
malie, um über dem Verbreitungsgebiet der triassischen
Umrahmung nach der Kreide zu langsam abzuklingen. Bei
stärkerem Einfallen der Knude, im W, scheint die negative
Störung auch starker zu sein. Buntsandstein und Keuper
hatten keine nachweisbare Einwirkung. Die miocänen Braun¬
kohlensande dagegen kennzeichnen sich deutlich durch ein
Minimum, was auch in anderen Bcobnchtungsgebicten schon
früher auf gefallen war. —

l J N £ auRG

Fig. 4. Schematisches Profil der Lagerungsverhältnisse und
Darstellung der ^Z-Horste he* Lüneburg.

Zusammen fassend läßt sich also nach den bisher be¬
kanntgewordenen Messungsergebnissen sagen, daß sich erd¬
magnetische Untersuehungsmethoden mit Erfolg zur Auf¬
findung von Salzhorsten im Norddeutschen Flachland ver¬
wenden lassen. Freilich ist die hier in Anwendung kommende
Arbeitsmethode eine indirekte, da sich der Salzstock meistens
durch seinen Gipshut verraten wird und demgemäß die
erfolgreiche Anwendungsmöglichkeit magnetischer Schür
fungen auf geringe Tiefenlage desselben beschränkt bleibt.
Es liegt in der Natur der Sache, daß erdmagnetische Mes¬
sungen nicht mit derartiger Eindeutigkeit arbeiten können.

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wie Schweremessungcn mit Hilfe der Drehwage (ein Instru¬
ment, welches man für genaue Aufschlußzwecke stets heran -
ziehen sollte), weil bezüglich der Volumgewichtsdifferenzen
von Schichten im Untergründe auf Grund geologischer Unter
lagen stets leichter hinreichend begründete Annahmen zu
machen sind, als bezüglich der Größe und Richtung ihrer
permanenten Magnetisierung. Es wäre aber verfehlt, sie
nun deswegen als unzuverlässiges Hilfsmittel für den Geo¬
logen änzusehen, weil sie in Fällen komplizierter geologischer
Untergrunds Verhältnisse schwer deutbare Ergebnisse Liefert.
Ein derartiges Urteil wäre erst berechtigt, wenn die Methode
z. B. infolge instrumenteller Mängel dort versagt, wo eine
zweite4, die sich auf Messung desselben physikalischen
Elementes gründet, plausible Resultate ergibt. Nichtsdesto¬
weniger wird die magnetische Methode stets ihren Platz
neben der Drehwage behaupten können, nicht nur durch die
Pionierarbeit, welche sie in Anbetracht ihrer wesentlich
größeren Handlichkeit für dieselbe leisten kann — sei es
in unerforschte4 n Gebieten, sei es im Anschluß an vor¬
handene Bohrungen — , sondern auch durch ihre Ver¬
wendungsmöglichkeit in bergigen Gegenden (besonders bei
Eisenerzlagerstätten), wo die Drehwage wegen der Unsicher¬
heit der Geländoreduktion meistens versagt.

Wenn auch der mittlere Beobachtungsfehler bei «len
Feld wagenmessungen (+10 — 15 y) selbst bei starken Tempe¬
raturgradienten hinter der Maximalstörung durch Gipshüte
( — 1 25 y) erheblich zurückbleibt, so ist noch manches zu
verbessern. Zunächst ist ein genaues Studium der Ursachen
von Basisstandsänderungen erforderlich. Nicht nur die Mög¬
lichkeiten von Schwerpunktsverlagerungen, sondern auch
von Drehpunktsverschiebungen, auf die man bisher weniger
achtete, werden Gegenstand besonderer Aufmerksamkeit sein
müssen.

Eine weitere Fehlerquelle war, namentlich bei den
ersten Instrumenten, in der Größe des Temperatureinflusses
bzw. der Unsicherheit der Temperaturkorrektion begründet.
Es sind jedoch in letzter Zeit zur Herab minderung desselben
mit Erfolg zwei Hilfsmittel verwandt worden, entweder
mechanische bzw. magnetische Kompensation des Einflusses
oder auch äußerer Wärmeschutz, am zweckmäßigsten natür¬
lich die Vereinigung beider Einrichtungen. Tritt zu diesen
instrumenteilen Vorkehrungen noch die Versicherung der
ganzen Feldbeobachtungen durch ein geschickt angelegtes
Netz von Wiederholungsmessungen hinzu, so läßt sich eine

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///

Zuverlässigkeit der Ergebnisse erreichen, welche im Hin¬
blick auf den verfolgten Zweck stets als ausreichend an¬
zusehen sein wird.

Literatur:

F. Schuh: Magnetische Messungen im südwestlichen Mecklenburg
als Methode geologischer Forschung. Mitt. d. Mecklbg. Geol.
Landesanst., XXXII, Rostock 1920 und Archiv der Freunde d.
Naturgesch. i. Mecklbg., 74, 1920 und Kali 1921, H. 14/15, Juni
1921.

H. Moll: Erdmagnetische Vermessung der Gegend von Rostock und
Warnemünde. Ein Beitr.ag zur Klärung der geologischen Ver¬
hältnisse jener Gegend. Steinbruch und Sandgrube, 21. Jahr¬
gang, Heft 20, 1922, 22 Jahrgang, Heft 1 u. 2, 1923.

F. Schuh: Magnetische Messungen ink nordwestlichen Mecklenburg,
Mitt. d. Mecklbg. Geol. Landesanst., XXXIV, Rostock 1923.

H. Haalck und G. Brinkmeier: Erdmagnetische Untersuchungen am
Salzstock der Burbacher Achsenzone bei Wefensleben. Zeitschr.
f. angew. Geophysik, Bd. I. Heft 4, 1923 und Kali 17. Jahrg.,
1923, Heft 16.

Heiland: Das Erdgasvorkommen von Neuengamme im Lichte
geologischer und geophysikalischer Forschung, Diss. Hamburg
1923. Auszug: Zeitschr. f. prakt. Geol., 1924, Juliheft,

Briefliche Mitteilungen.

Über einen neuen Fund von Geschiebemergel
über Sanden bei Torneä.

Von Herrn G. Braun in Greifswald.

Ich hatte im August 1921 Gelegenheit, chis nördliche
Finnland und Lappland, zu bereisen. Durch Zufall fand ich
bei einer Begehung der Umgebung der finnischen Grenzstadt
Torneä eine Sandgrube, in der Geschiebemergel über
f 1 u v i a t i 1 e n Sanden vorkornmt.

Die normale Lagerung im nördlichen Oesterbotten (Norr-
l>otten) ist die, daß über dem Felsgrund die Grundmoräne der
letzten Vereisung anzutreffen ist, über welcher in der
Nähe der Küste die Bildungen folgen, die der Abschmelz¬
zeit und Naeheiszeit angehören. Die höchste marine Grenze

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im Toni »‘-Flußtal liegt1) am Pallakavara, ungefähr 60 km
landeinwärts, bei 216 m, am Avasaksa2) in derselben Ge¬
gend etwa 203 m. Das Mündungsgebiet des Flusses lag
also jedenfalls zeitweise vollständig unter Wasser. Das
Schema der Entwicklung der Sedimentation in diesem Fall
gab am Beispiel des Angermanälf in Schwedisch Norrland
R. Lides3). Der Felsgrund liegt liier überall in ganz
geringer Tiefe, in Haparanda tritt er an der Volksschule zu
Tage4), auf Pirkkiö (Björkö) unterhalb Torneä ist er zu
finden5), bei der Stadt Torneä selbst ist der Hauptarm
des Flusses in den Fels ein geschnitten'*).

Die finnische Grenzstadt Torneä liegt auf der (Insel)
Svcnsaari im Torne-Fluß, 'dessen östlicher Arm der Haupt¬
arm ist, während der westliche (Grenz ) Arm im Laufe
der Zeiten fast völlig verwuchs. Die Svensaari ist eine
relativ hohe Insel: nördlich der Stadt, die alte Kirche
nagend, erhebt sich ein niedriges Plateau. Kvarnbaeken
genannt (Mühlenberg). Auf demselben führt, von der west¬
lichen Seite des Kirchhofs kommend, ein Weg entlang.
Gleich nördlich der Umzäunung des Kirchhofs liegt re-chtsr
d. h. Östlich des Weges eine große, tiefe Sandgrube, west¬
lich flache Grabungen und Löcher: •

Der obere Teil des K varnbacke bes t e li t .
wie rechts und links der Straße gleichmäßig sichtbar, aus
Moräne. Unter dieser M o r ä n e liegen wohl ge-
sehichtete, augenscheinlich f 1 u v i a t i 1 e Sande.

Am besten aufgeschlossen ist die Nordwand der großen
Grube östlich der. Straße. Das Profil ist das folgende:

1 m: ausgewaschene Moräne;

kiesig, zersetzt, braune Farbe.

X m: frische Moräne, grau, stellenweise etwas geschichtet
(gepreßt). Zahlreiche gekritzte Geschiebe aller Größen
und Arten, wenn trocken, noch mit dem staubigen
Gesteinsmehl der Moräne umgeben.

!) A. G. Högbom: Nya bidrag tili kännedomen om de kvartära
niv&förändringarna i norra Sverige. G. F. F. = Geologiska Före-
ningens i Stockholm Förhandlingar 26, 1904, 469.

‘•b v. Hackman: Om i norra Finland iakttägna senglaciala Strand -
marken. Fennia 14, 1897/99.

sl R. Lid£n: Geokronologiska studier över det finiglaciala skedet
i Angermanland. S. G. U. Ca 9, 1913, Taf. 3.

*) F. Svenqnius: Bidrag tili Norrbottens Geologi. Stockholm
1 880 S 89

'*) K. A. Fredholm in G. F. F. 13, 1891, S. 444.

6) J. E. Rosberg: Bottenvikens flnska deltan. Vet. Medd. Geogr.
För. i F. II. 1896, S. 11.

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scharfe Diskordanz

10 m sichtbar: Sande, grau bis weißlich; feinkörnig, mit¬
unter mehr kiesig, stellenweise tonig. Gut geschichtet,
stellenweise Kreuzschichtung. Einfällen mit einigen
Grad gegen Osten, wo in den tiefsten Teilen der Grube
die Lagerung horizontal wird. Steinfrei.

Das ist der Befund. Es handelt sich nunmehr um die
Deutung. Es liegen in Nordschweden bereits einige Mit¬
teilungen über Moränenfunde auf z. T. fossilführendeäi Ab¬
lagerungen vor.

Bei Luleä gibt K. A. Fß küholm 1885 ein Vorkommen
an7), das nach seinen Ausführungen mit dem eben Ge¬
schilderten von Torncä große Ähnlichkeit zeigt. Auch dort
liegt Moräne über Sanden, die allerdings nicht ganz stein-
Trei sind. Er erwähnt auch eine weitere Fundstelle im
Torne-Elf-Tal: „bei der Umlegung eines Weges bei Ruskola,
südlich der Kirche von Ober-Torneä wurde auf eine kurze
Strecke „Morängrus“ durchgraben, wobei geschichtete Kies¬
lager zum Vorschein kamen“. Die Lokalität liegt 65 km
oberhalb der Stadt Torneä und die Aufschlüsse gleiche«
danach vollständig meinem Befund.

Diese FßEDHOLM’sche Angabe finde ich später nicht
wieder erwähnt und nicht ausgedeutet. Bekannter wurde
ein Fund von H. Münthk, fossilführende Gyttja (Schlamm)
bei Hernösand8), den der Autor als interglazial anspricht,
während N. O. Holst und andere in der Beurteilung der
zeitlichen Stellung schwanken9). Später wurde bei Bol ln äs
in Hälsingland (südl. Norrland) etwas sehr ähnliches ge¬
funden10) und von B. Erikson in Analogie mit Munt he
ebenfalls als Interglazial gedeutet. Soweit ich derlei Dinge
beurteilen kann, ist indessen nach dem Fossilgehalt ein
postglaziales Alter, d. h. nach der letzten Eiszeit stehend
nicht a limine abzuweisen.

Schließlich sind in diesem Zusammenhang die sog.
Interglazialbildungen Jämtlands zu erwähnen11). Die Be¬
schreibung, die A. G. Högbom gibt: die Moräne in Oester¬
sund oben braun farbig, unten blaugrau, darunter scharf

7) K. A. F redholm: Morängrus pa skiktade grusaflagringar i
Norrbotten. G. F. F VIL 1884 85, S. 673.

•) H. Munthk: Om den submoräna Hernögyttjan och dess älder.
G. F. F. 26 1904, S. 317.

®) H. Munthe: In G. F F. 31. 1910, 8. 585.

,0) B. Erikson: En submorän fossil förande aflagring vid Bollnäs
i Hälsingland G. F F. 34. 1912, 8. 500.

1Ä) A. G. Högbom: Om interglaciala aflagringar i Jemtland.
G. F. F. 15. 1893, 8. 28.

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114

abgeschnitten geschichtete Sande mit einigen Grad Nei¬
gung — gleicht fast vollkommen dem, was ich oben aus¬
führte. Hier fanden sich aber in den Ziegelgruben der
Frösö außerdem noch Tonbildungen mit Fossilien (Moos-
resten). Die überlagernde Moräne zeigt deutlich östlichen
Habitus. Högbgm stellt auch diese Ablagerung von Sanden
in die Zeit vor der letzten Vereisung.

Ich glaube nun das vorhandene Material vollständig
‘ dargelegt zu haben. Die Deutung ist in allen Fällen un¬
sicher und das Problem, ob wirklich in Skandinavien vor
der letzten Vereisung das Eis so weit, abgeschmolzen sei,
daß hier in Norrland eine so anspruchsvolle Flora leben
konnte, wie sie in den Funden zutage tritt, finde ich
in der schwedischen Literatur nur wenig ernsthaft dis¬
kutiert.

Man wird unter diesen Umständen doch wohl die Frage
vielleicht mit besserem Recht so stellen können, ob es
sich nicht bei allen diesen Vorkommnissen rings um das
Zentrum der letzten Vereisung um einen nochmalig®
kleinen Vorstoß, entsprechend einem der Schlußstadien der
Vereisung in den Alpen, handeln könne.

(Eingereicht Januar 1922; erschien inzwischen auch in G. F. F.

Stockholm 1923 )

Über Gesteine des Bodeganges im Harz.

Von Herrn O. H. Erdmannsdoerffer in Hannover1).

(Mit 1 Textfigur und 2 Tabellen.)

Vor 50 Jahren erschien in dieser Zeitschrift*)
K. A. Lossens Aufsatz über den Bodegang im Harz. Die
geistvolle Darstellung dieses ausgezeichneten Beobachters,
der außer den rein petrographisch geologischen Einzelheiten
vor allem, die Bedeutung dieses Vorkommens für die damals

*) Nach einem Vortrag, gehalten vor der Deutschen
Mineralogischen Gesellschaft am 21. August 1923 zu
Hannover.

2) Bd. XXVI 1874, S. 856. Für die geologische Darstellung
vgl. Lossen und Dames, Geologische Karte der Umgebung von
Thale, 1885, und Lossens Geognostische Übersichtskarte des
Harzgebirges. Die abweichenden Angaben voir Lkpsius (Geologie
von Deutschland H 1910, S. 341) sind unzutreffend.

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7/5

noch nicht ganz zur Buhe gekommene Frage der Granit¬
entstehung — ob plutonisch, neptunisch oder metamorph —
entwickelte, machte den Bodegang zu einer klassischen
Stelle. Umso erstaunlicher ist es, daß seit diesem Aufsatz
keine anderweitige Veröffentlichung über das so inter¬
essante Gebiet erschienen ist. Ein ausführlicher Bericht
von M. Koch (Meldearbeit 1885, Archiv d. Geolog. Landes¬
anstalt) ist nicht zum Druck gelangt. Erst neuerdings geht
W. Held in seiner Dissertation (Halle 1922) kurz .auf
einzelne der Gesteine des Ganges ein; ich komme auf
seine Angaben weiterhin noch zurück.

Lossen sah bekanntlich im Boclegang eine zum größten
Teil porphyrisch erstarrte Apophyse des Ramberggranits.
Die im folgenden beschriebenen Gesteine entstammen
dem besonders interessanten Teile des .Ganges zwischen
seiner „Wurzel“ am Hirschgrund und der Plateaukante
oberhalb der Gewitterklippen.

In der dem Granitrand zunächst gelegenen Wurzel ist
das eigenartige, von Lossen als „Fo r e 1 1 e n le p t y ni t“
oder „F o r e 1 1 e n a p l i t“ bezeichnete Gestein bis nahe an
die Westkante des Hirschgrundes in einer Reihe von Auf¬
schlüssen zu verfolgen. Ein direkter Zusammenhang über
Tage mit dem Granit, wie ihn dieser Autor angibt, ist nicht
zu beobachten. Das im ganzen ziemlich genau dem Schichtcn-
streichen folgende Gestein nähert sich dem im Kontakt
mit dem Hornfels feiner körnig werdenden Zweiglimmer-
granit im Anstehenden bis auf etwa 5 m, dann fehlen die
entscheidenden Aufschlüsse. Der genetische Zusammenhang
mit dem Granit wird jedoch durch das Auftreten von Über¬
gangsformen innerhalb der Gangspalte erwiesen; immerhin
bleibt es fraglich, ob tatsächlich eine mit dem Massivgranit
völlig gleichaltrige Apophyse oder ein Nachschub
granitischen Materials vorliegt.

Das Wurzelgestein zeigt in einer sehr fein¬
körnigen, aplitisch struierten Grundmasse aus Q u a r z .
Kali fei dspat und Plagioklas (mit 12 bis 20% An.)
spärliche gerundete Quarzdihexaeder, Blittch n von
Biotit und Muskovit sowie Säulchen von Turmalin,
die dicht erfüllt sind mit runden Körnern der Grundmasse-
gemengteile, und bis zu 2 mm große, ästig verzweigte,
ebenfalls einschlußreiche Skelettkristalle von Andalusit
(als solcher zuerst von Cohen erkannt).

Die stoffliche Zusammensetzung dieser Gesteine geben
die Analysen VH und VIH (S. 121).

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Auf dem Plateau westlich des Hirschgrundes wird die
hier in zwei Äste gegabelte Gangspalte, soweit das Pehlen
von Aufschlüssen ein Urteil gestattet, nur von Granit-
porphyr erfüllt, der randlich starke Verdichtung zu
Quarzporphyr aufweist. Die Art des Überganges zum
Wurzelgestein ist nicht feststellbar. Das südliche Gang¬
trum erreicht im Kleinen Taschengrund das Bodetal, von
dem es mehrfach angeschnitten wird. Die Analysen VI
und X geben die Zusammensetzung von Salband und Gang¬
mitte, die stofflich einander ähnlich, nur in dem Mengen¬
verhältnis der Feldspäte und Glimmer voneinander ab¬
weichen. Die Fortsetzung dieses Gangteils läuft bekannt¬
lich über Altenbrak nach Wendefurth.

Das nördliche, wesentlich kürzere Trum ist durch die
starke stoffliche Inhomogenität seiner Ausfüllungsmasse be¬
kannt. Am Salband liegt durchweg ein heller, sehr dichter
bis feinkörniger Quarzporphyr, der mit dem Neben¬
gestein oft sehr innig verschweißt ist und es lokal in
Apophysen durch etzt. Der G r a n i t p o r p h y r der Gang¬
mitte vom Baderrücken geht wenig oberhalb des altbe¬
kannten Aufschlusses am Wege zwischen Großem um!
Kleinem Taschengrund in ein dunkleres, glinfmerreicheifc*
Gestein über, das Lossen als Glimmersyenitporphyr
bezeichnet, das aber nach Ausweis der Analysen (IX und
XI) mehr gr an i tischen Charakter besitzt. Das dichte
Salbandgestein3) hat die Zusammensetzung eines normalen
Quarzporphyrs (Analyse V).

Der glimmerreiche Porphyr zieht, beiderseits flankiert
von Quärzporphyr, durch die Bode zur „Blauen Klippe*;
jenseits dieser erweitert s ch d e Gangspalte auf einer Strecke
von fast 400 m bis zu einer Mächtigkeit von etwa 30—50 m. In
dieser Zone, die in den „Gewitterklippen“ ausgezeichnet aufge¬
schlossen ist, tritt an Stelle des dunkeln Porphyrs jene
von Zincken entdeckte Rühe granitisch-körniger Gesteine,
deren abweichende Struktur Lossen auf die langsamere
Erstarrung in der erweiterten Spalte zurückführt. Die am
Westende des Klippenzuges auf die normale Gangmächtig¬
keit von 10 und weniger Metern zusammengeschrumpfte
Spalte ist wieder nur von normalem Quarzporphyr erfüllt,

3) Held gibt a. a. O. die Analyse eines „Felsitporphyrs“ von
diesem Salband, die mir durch ihre völlig abweichenden Werte
verdächtig erschien. Eine Nachprüfung der analysierten Probe
ergab, daß es sich um einen etwas Feldspat führenden Quarzit¬
hornfels handelt, wie er als Einlagerung in den Tonschieferhom-
felsen des Gebietes weit verbreitet ist.

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7/7

wie er auch die Zone der körnigen Gesteine in einem
schmalen Saume beiderseits umgibt, von denen das südliche
allerdings durch die mächtigen Schutthalden am Fuß der
Kiippenreihe fast völlig verdeckt ist.

Die Gangfüllung klebt wie eine mächtige, mehrfach
von steilen Runsen durchschnittene Platte auf dem Steil¬
hang des Bodetals, dfe ebenso wie der Tonschieferhorn¬
fels, in dem sie aufsetzt, steil nach S einfällt.

Die körnigen Gesteine der Gangmitte sind teils dunkle,
biotitreiche, teils helle granitische Gesteine, die schon von
weitem durch ihre rund’ichen Absonderungsformen sich
deutlich von dem eckig zerklüfteten Porphyr abheben. Dieser
letztere schwankt in seiner Mächtigkeit zwischen 1 und
etwa 12 m. Der Übergang zu den dunkeln Gesteinen der
Gangmitte erfolgt zumeist durch Vermittlung porphyrircher
biotitreicher Gesteine vom Typus der Gangmitte am rechten
Bodeufer (Analyse IX), indem sich eine wenige Zentimeter
bis etwa 2 m breite Zone zwischen beide einschiebt. Alle
Gesteinsformen gehen ohne scharfe Grenzen ineinander über
und sind eng verschweißt-. Ganz ähnlich ist der Übergang
zwischen dem Salbandgestein und den hellen g ran i ti¬
schen Abarten, bei denen ebenfalls porphyrische Zwischen¬
formen verschiedener Mächtigkeit auftreten. Granite von
wechselnder Korngröße, bis zu feinkörnig a p 1 i t artigen
Formen hinabgehend, durchsetzen außerdem die dunkeln
Gesteine teils gangförmig mit scharfen Grenzen, teils in
unregelmäßigen Massen mit allmähligen Übergängen; auch
in runden Ballen wird das dunkle Gestein vom Granit
umschlossen. Eckige Einschlüsse von fremden Ge¬
steinen, Tonschiefer-Diabas-Quarz.thornfelse, gneisart'ge Ge¬
steine, sind überall in den zentralen Teilen der erweiter¬
ten Gangzone häufig, ebenso Trümer von reinem Gang¬
quarz.

Über die mikroskopische Beschaffenheit der
Quarzporphyre und Granitporphyre ist von Lossen, Rosen¬
büsch4) und Zibkel6) bereits einiges mitgeteilt. Ais Ein¬
sprenglinge treten neben Quarz und Mikroperthit Biotit
und Muskovit in wechselnden, aber meist geringen Mengen
auf. Charakteristisch ist die mannigfache strukturelle Ent¬
wicklung der Grund massc, die von mikrogr an iti scher
über mikropegmatitische bis zu sphärol.th' scher Ausbildung
führt. Glas, das Lossen und Cohen zu erkennen glaubten,

4) Mikroskopische Physiographie, 4. Auflage, II, S. 1, 508, 510.

5) Lehrbuch der Petrographie, 2. Auflage, II, S. 180.

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fohlt, eine Fluidaltextur parallel der Ganggrenze ist häufig.
Beachtenswert ist, daß Muskovit in beträchtlichen Mengen
in der Grundmasse auftritt unter Verhältnissen, die seine
Bildung vor und während der des Quarzes erweisen. Heller
Turmalin in Skeletten ist, wie in allen Gesteinen des Ganges,
so auch hier reichlich vorhanden. Neu ist das Auftreten vod
Topas in einem Salbandgetein der Gewitterklippen, wo
er in losen Körnerreihen (bis 89 p groß) und roh skelett¬
förmigen Kristalloiden auftritt (Spaltbarkeit in einer
Richtung, parallel dazu stets a', optisch zweiachsig positiv;
yd- 626 > 1 • 618, a < 1 • 618. Danach liegt ein F armer
HO- reicher Topas vor).

Die dunkeln Porphyre der inneren Gangteile
sind reicher an Biotit und Plagioklas und ärmer an Quarz.
Der meist tief rotbraune Biotit zeigt häufig die aus La in-
prophyren bekannte zonare Gliederung mit höherem Fe-
Gehalt in den rundlichen Teilen. Der Plagioklas schwankt
in seiner Zusammensetzung zwischen An3(>. und An.,0 (Schnitte
II M— 9°, iM bis zu 29°, jl a = + 19°). Mikroperthit in
Einsprenglingen reichlich, Quarz spärlich, zumeist in der
Grundmasse sitzend, die teils mikrogranitisch, teils rnikro-
pegmatitisch ist.

Die dunkeln körnigen Gesteine der Gang-
mittc an den Gewitterklippen sind in ihrer Mineralzusammen¬
setzung diesen porphyrischen Gesteinen durchaus analog;
der strukturelle Übergang zwischen beiden verläuft konti¬
nuierlich in einem kurzen, z. T. nur nach Zentimeter messen¬
den Zwischenstück. Die Struktur ist normal hypidioraotph,
Quarz sitzt teils in Körnern, teils in mikropeginatitischer
Verwachsung mit Kalifeidspat in den Zwickeln der übrigen
Gemengteile.

Eigentümlich ist eine diesen beiden Gesteinsformen
gemeinsame Erscheinung am Biotit. Während er stellen¬
weise in scharf idiomorphen homogenen Kri Ställchen auf¬
tritt, ist er an andern, und zwar ohne erkennbare Rege)
verteilten Stellen unter Erhaltung seiner äußeren Form
in ein sehr feinfilziges Aggregat kleinster Blättchen eines
Biotits pseudomorphosiert, der durch seinen deutlich helleren
Farbenton, geringeren Pleochroismus und schwächere
Doppelbrechung auf einen geringeren Fe-Gchalt hinweist
Der bei dieser Umwandlung freiwerdende Fe-Überschuß ist
in Form eines lockeren Kranzes von Magnetitkö.nern um
die im Innern der Pscudomorphosen noch oft erhaltenen
Kerne des Mutterbiotits ausgescliieden. Ähnliche Bioiit-

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aggregate durchsetzen auch die Plagioklase des Gesteins
in Adern und Trümern, oder verdrängen sie zu großen
Teilen.

Diese Form des Biotits findet sich bezeichnender Weise
auch in manchen der eingeschlossenen Hornfelsfragmente,
über ihre Entstehung wird noch weiterhin zu sprechen sein.

Mit den dunkeln, körnigen Gesteinen stehen im Zu¬
sammenhänge eigentümliche grobflaserige Gesteins-
typen vom Habitus biotitreicher Augengneise; Bis
12 mm große, meist gerundete Augen von weißem Feld¬
spat und ähnlich gestaltete Züge von feinkörnigem Feld¬
spatmosaik werden von Strähnen eines dunkeln Biotits um-
fla8ert. Die Feldspataugen geben auf Spaltblättchen (| M
a':P = + 16°, j. a — 5,5° bis 6°; daraus ergibt sich die Zu-*
sammensetzung An9 — An14. Der Biotit ist tiefbraun, oft
sagenitirch entmischt. Seine Zusammensetzung berechnet
sich aus der Analyse XII (S. .121) folgendermaßen (1):

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. . . 39,98

38.00

Ti 03 . .

. . . 1,22

1,66

AlgOg

. . . 21,00

17,64

Fe.,Oa .

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2,29

F.*0 .

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21,18

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. . . —

0,49

MgO . .

. . . 11,52

4,12

CaO . .

. . . —

1,28

Na,0 .

. . . —

2,54

K.,0 . .

. . . 6,38

8,53

H’0 + .

. . . 2,48

2,20

HaO — .

... — ■

0,45

100,16 100,37

Das entspricht einem Molekularverhälinis von 6,72
Forsterit : 8,83 Fayalit : 18,84 Muskovits'.likat. Unter 2
ist die Zusammensetzung des von Heid analysierten Lepido-
melans aus dem Ramberggranit angeführt. Bezeichnend ist
die Anreicherung des MgO im Glimmer des lamprophyrartig
zusammengesetzten Gesteins.

Zwischen diesen in größeren Individuen entwickelten
Gemengteilen liegt ein von B.otitblättqhen durchsetztes fein¬
körniges Aggregat von Plagioklaskörnern (Ausl, i M bis
12°, i a -f 10°, entsprechend An37), in dem ± parallel ge
lagerte Blättchen von Korund sich in flaserigen Zügen
um die Feldspataugen herumschmiegen6). Ihre Dicke erreicht
7 p, sie sind meist farblos, bisweilen etwas blaufleckig mit

6) Korund ist auch aus den Harzer Kersantiten bekannt.

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r >«, optisch negativ, n > 1 • 74. Stellenweise sind sie in
ein feinfaseriges Aggregat starfc positiv doppelbrechender
Säulelien von Siliimanit übergeführt. Kalifeldspat, und
Quarz erscheinen sehr spärlich in mikropegmatitischer Ver
wachsung zwischen den übrigen Gemengteilen.

Die sehr variabel^ Bildungtbed ngungen innerhalb des
Erstarrungsraumes haben also zu lokal ganz verschiedenen
Phasen des Systems Si02 — A1203 geführt. Beachtenswert ist,
daß Quarz und Korund in den gneisartigen Gesteinen niemals
in direkte Berührung treten.

Vielleicht im Zusammenhang mit diesen Gesteinen, abe»
nicht im Anstehenden beobachtet, finden sich ausgeprägt
schieferige B i o t i t g r a n a t p 1 a g i o k I a s g e s t e i n e :
Biotit, fuchsrot, mit oft etwas mehr ins gelbliche gehendem
zonaren Kern, mit Einschlüssen von runden Magnetkies-
und Apatitkörnern; Granat in großen, oft etwas zerstückelten
Kristallen, die z. T. etwas durch hellen Biotit verglimmen,
auch mit Biotit- und Plagiokbskörnern verwachsen sind:
Plagioklas, stark zonar, mit oft sehr komplizierten Zwillings-
verwachsungcn, An3); ganz wenig Mikropegmatit in Zw ekeln
zwischen den übrigen Gemengteilen.

Die hellen granitischen Abarten innerhalb
der Gangerweiterungszone haben trotz ihrer sehr verschie¬
denen Korngröße durchweg eine ganz ausgesprochene
Neigung zur panidiomorphen Struktur; keiner der
farblosen Gemengtci’.e zeigt eigene Kristall orm, auch die
von Biotit und Muskovit. ist nur unvollkommen angedeutet.
Zwischen die grob- und feinkörnigen Teile schalten sieb,
wie bereits Lossen hervorhob, durch Orthoklaskristalle
porphyrartige Zwischengesteine ein.

Der Kalifeldspat ist meistens sehr stark pertkitiscb
gestreift; vereinzelt kommt auch Mikroklin vor. Oligokias
ist meist spärlich, Quarz in selbständigen Körnern und
mit Kalifeldspat mikropegmatitisch verwachsen, Biotit z. '«
in den erwähnten faserigen Aggregaten; Muskovit allgemein
vorhanden, Titanit. in großen Kristallen, Granat in Körneri!
selten.

Die chemischen Verhältnisse der Bodogang-
und Ramberggesteine ergeben die im nachstehenden zu
sammengestellten Tabellen. Die Analysen VI und X sind der
LossENschen Arbeit, V und IX dem Bericht von M. Koch7).

7) Dio Berechnung des Mineralbestandes aus diesen beiden
Analysen führt zu keinem mit dem optischen Befund überein¬
stimmenden Ergebnis.

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121

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123

I, II, Vni und XI der Dissertation Held, III und IV einer
früheren Arbeit des Verfassers8) entnommen. Der Mineral¬
bestand ist aus den Analysen errechnet, für die Glimmer
wurde das Olivin - 'r Muskovitsillkat zugrunde gelegt.

Der Ramberggranit I bis III steht zwischen Nigglis9)
aplitgranitischem und engadinitischem Ty¬
pus; die Granitporphyre der Gangmitte, IX und XI, sind
normalgranitisch, X yosemititisch. Die Quarz¬
porphyre der Salbänder gehören den gleichen Typen wie
der Hauptzranit an, fallen aber durch ihren extrem hohen
al-Gehalt und die zu kleinen Werte für alk ebenso aus
der Reihe, wie die Andalusitaplite VII und VUL

Während die Analysen der zwei Harzkersantite XIII
und XIV zu dem normalen sauren Typu3 dieser Gesteine
gehören10), verhält sich das Gestein der Analyse XII sehr
abweichend. Zwar ist auch hier der Gesamtcharakter
lamprophyrisch (vgl. die Fig. S. 124), doch ist e ungewöhn¬
lich niedrig (c/fm = 0,09), al und alk sehr hoch, womit
der große Al203 Überschuß übereinstimmt. Ähnliche Weite
finden sich bei den C u s e 1 i t e n11), doch entsprechen ihnen
bei diesen höhere si- Werte, während hier die Quarzzahl
= —41 ist.

Begeh ist geneigt, diese Werte bei den Cuseliten auf
Zersetzung zurückzuführen, wodurch die ungewöhnliche Lage
der Projektionspunkte im Konzentrationstetraeder zustande
käme. Das vorliegende Gestein ist frisch und seine ab¬
weichende Zusammensetzung so nicht zu erklären. In der
NiGGLischen Systematik wird es wohl in die lampro-
syenitischen oder - monzoniti'schen Magmentypen
gehören, doch sind direkt vergleichbare Gesteinsanalysen
nicht vorhanden.

Im OsANNschen Schema gehört das Gestein mit S6, 9
ai2 ci^ fies n7 zum Typus Pallisade Butte, in dem durch¬
weg starke A 1 k a 1 i g e s t e i n e vereinigt s nd. Es liegt
hier ein deutlicher Fall von Heteromorphie vor, der
sein Analogon in der stofflichen Identität des ebenfalls
lamprophyrisehen Durhachits mit Leuzitgesieinen hat.

8) Jahrbuch der Preußischen Geologischen Landesanstalt 1911,
n, S. 182.

9) Niggli, Gesteins- und Mineralprovinzen, Bd. 1. 1923,
3. 96 ff.

10) Begeh, bei Niggli 1. c. Teil VI, S. 307.

") Bkger 1. c. Teil VI. iS. 307.

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124

Ein gemeinsamer Zug aller dieser Gesteine einschließ¬
lich der Kersantito ist ihr z. T. außergewöhnlich hoher
Al203-Überschuß (AL,Oa — [Ca0+Na20-|-K_0]). Din-
Träger dieses Überschusses sind in erster Linie die Glimmer,
die, wie erwähnt, auch in den Gesteinsgrundmassen als
Muskovit eine erhebliche Rolle spielen, ferner in einzelnen
Vorkommen der Andalusit, der Topas und der Granat. Be
merkenswert ist, daß die Gresteine der Wurzel trotz ihrem
Gehalte von 3 bis 5% Andalusit durchaus nicht besonders
stark übersättigte Typen dars eilen. Die mehrfach geäußerte
Annahme (Lepsius, Held), daß dieser Andalusitgelialt auf
resorbierten Tonschiefer zurückzuführen sei, ist danach
wenig wahrscheinlich, und, sofern man diesen Vorgang in die
schmale Ganirspalte selbst verlegt denkt, thermisch über
haupt nicht möglich.

Die Beziehungen der einzelnen Gesteinstypen zu
einander gehen sehr klar aus einer Projektion der Nigg tu¬
schen Parameter in recht winkeligen Koordinaten hervor
(vgl. die Textfigur). Das Diagramm zeigt im ganzei)

das normale Different i itionsschema alka’igranitiseher Mag¬
men; die alk- Kurve verläuft parallel der al-Kurve von
rechts her bis zum Granit, fällt dann aber bei den Rand-
ge- teinen trotz weiter ansteigendem al scharf ab und steigt
wieder bei fallendem al. Dies Verhalten scheint weniger
auf eine Zufuhr von Al203, als auf eine Abfuhr von
Alkalien zu deuten. Hierfür käme eine hydroly tische Spal¬
tung von Alkali-Alumosilikatmolekeln in Betracht, die im
Magma vor der Intrusion in die Gangspalte, also in eine!

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125

gewissen Tiefe, stattgefunden hätte, wodurch das Alkali,
etwa in der Form von Alkalisilikat, wie es V. M. Gold-
schmidt1-) beim Stavangertypus der Injektionsmetamoiphose
annimmt, in das Nebengestein abgestooßen wurde13). Das
so alkaliärmer gewordene Magma wurde intrudiert; in den
Randporphyren mit ihrem Gehalt an primärem Muskovit
liegt es in der Form vor, die es in den vom Massivgranit;
weiter entfernten, kühleren Teilen der Spalte annahm,
während die Bildung des Andalusits auf die Gebiete mit
höherer Temperatur in der Nähe des Granits beschränkt
blieb. Hierin liegt eine Analogie zu dem Auftreten vod
Andalusit, Disthen u. a. in den Tonerdepegmatiten.

In seinem nördlichen Trum besitzt dieser Teil des
Bodeganges den Charakter eine3 gemischten Ganges
mit Anreicherung der fe mischen Teile in der Gang¬
mitte, der sich vom normalen Typus derartiger Gänge
durch die sowohl stofflich als auch strukturell ungewöhnlich
inhomogene Art der zentralen Füllung unterscheidet. Diese
ist nur in den tieferen Teilen des durch das Bodetal an¬
geschnittenen Ganges aufgeschlossen, die höheren Teile
enthalten allein den sali teilen Quarzporphyr der Salbänder.
Die Art des Überganges zwischen dein körnig struierten
Teil zu den rasch erstarrten Randgesteinen zeigt, daß die
ersteren keineswegs als fertig auskristallls.erte Bruchstücke
einschlußartig mit in die Höhe gebracht worden sind,
sondern im magmatischen Zustand an ihren Erstarrungs-
ort gelangten, so daß ihre Randteile noch dem abkühlen¬
den Einfluß des Salbandes mit unterworfen waren. Die
räumliche Verteilung der stofflich hO verschiedenen Bestand¬
massen des Ganginneren ist aber unabhängig von einem
Einfluß solcher Art, es liegt vielmehr ein tief magmatisch
differenzierter und gemischt intrudierter Komplex vor,
dessen einzelne Teile am Erstarrungsort in verschieden
vorgeschrittenem Zustand der Verfestigung angelangt rind;
ihre endgültige Erstarrung ist, beginnend von den basischen,
zu den saueren Typen fortgeschritten, wie das Auftreten
von Granitgängen in den dunklen Gesteinstypen zeigt

Die Ursache für die Ausbildung einer körnigen
Struktur im Inneren der erweiterten Spalte mag z. T.

lf) Vidensk. Selskap. Skrifter, Kristiania. 1 Math.: nat Kl.
1920, Nr. 10.

1S) Die reichliche Entwicklung von Albit in Trümern der
„regionalmetamorphen Zone“ des Südharzes hängt vielleicht mit
solchen Prozessen zusammen.

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126

durch den Wärmeschutz von seiten des früh erstarrter
Salbandes verursacht sein, wird in ihrer Hauptauswirkuim
aber auf die Anwesenheit der in dem geschlossenen Raum
auf gespeicherten flüchtigen Bestandteile zur iickzuf uhren
sein. Hiermit scheint auch die eigentümliche Pseudomorpho
sierung des Biotits durch Biotit zusammenzuhängen, die
in die Kategorie der endomagmatischen Reaktionen zwischen
ausgeschiedener Phase und Restflüssigkeit fällt. Der hierbei
abgeschiedene Magnetit ist als „E i n s c h a 1 1 m i n e r a 1*‘
(„Released mineral“) im Sinne von Bo wen14) zu bewerten
Zugleich aber ergriff dieser Vorgang den Biotit in den
unter den gleichen ^/-Bedingungen stehenden Hornfels
einschlüsscn, die demnach, wie dies die Regel ist, da?
Endstadium ihrer kristallinen Entwicklung schon vor der
völligen Verfestigung des umgebenden Magmas en eicht
hatten.

• •

Uber das Ineinandergreilen von Schollen-
und Faltengebirgsbau.

Von Herrn L. van Werveke.

Magdeburg, 20. September 1923.

In der Sitzung der Deutschen Geol. Ges. vom 7. März
1923 hat Herr H. Stille in einem Vortrag über die Osning
Überschiebung die Ansicht ausgesprochen, daß der Unter¬
schied zwischen Schollen- und Faltengebirge gewöhnlich
nicht scharf sei. Herr P. Krusch äußerte sich demgegen
über, daß beide Arten von Störungsvorgängen in vieler
Fällen scharf geschieden seien. Er führte als Beispiel an.
daß das Gebiet südlich der Gebirgsmasse des Brabants
kräftige Faltungen und weitreichende Überschiebungen zeige,
während nördlich derselben bei flacher Lagerung nur
Schollen Verschiebungen in Frage kommen. Denselben Unter¬
schied erkennt man in einem S— N-Querschnitt durch Aachen
Im mitteldeutschen Salzgebiet sind beide Arten der Ge
birgsbildung verschwommen; es liegt ein Aus nähme verhalten
vor. Neben der gewöhnlichen Tektonik herrscht die Salz-

14) Journal of Geol. 30, 1922, S. 185.

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127

tektonik, welche sich aber auf das Hangende der Salz-
und Gipslager beschränkt und im Liegenden nicht nach¬
weisbar ist1).

Die scharfe Unterscheidung der Schollen- und Faltungs¬
gebiete rührt von Suesz her. Zu den ersteren rechnete er
die mittelrheinischen Gebirge und die anschließenden Stufen¬
länder. Für die südliche Hälfte des Großherzogtums Luxem¬
burg, die Trierer Bucht und das nördliche Lothringen habe
ich mich früher der Ansicht von Suesz angeschlossen. Aur
Taf. II sowohl der Erläuterungen zur Geologischen Über¬
sichtskarte der südlichen Hälfte des Gioßherzogtums Luxem¬
burg (Straßburg 1887) als auch der Erläuterungen zur Geo¬
logischen Übersichtskarte des westlichen Deut sch- Lothringen
(1887) habe ich eine Übersicht der Verwerfungen des ge¬
nannten Gebietes im Maßstab 1:600 000 gegeben und dazu
bemerkt, daß Trias und Jura rings um das ältere Gebirge
eingesunken 9eien. Die Darstellung sprach so sehr für
die ausgesprochene Ansicht, daß sie von Suesz als Beispiel
in das „Antlitz der Erde“ aufgenommen wurde8). Ich selbst
hatte mich aber inzwischen einer anderen Auffassung zu¬
gewandt und faßte Vogesen und Schwarzwald nicht mehr
als Horste auf, sondern mit Haardt und Odenwald als Teile
von Gewölben, die sich quer über das Rheintal erstrecken
und durch die Mulde Pfalzburg — Langenbrücken (Kraich-
gau) getrennt sind3). In einer ganzen Reihe von Aufsätzen
habe ich diese Ansicht weiter ausgebaut und im Jahre
1905 schrieb ich: „Der Horsttheorie dürfen wir nunmehr
für das ganze Reichsland die Faltentheorie in gut begründeter
Weise gegenüberstellen“4). Da ich mich in dem Aufsatz
„Zusammenhang von Falten und Spaden“6) zusammenfassend
über die innige Verbindung von Falten und Spalten aus¬
gesprochen, will ich hier nicht näher darauf oingehen,
sondern nur hervorheben, daß die Erscheinungen in einem

*) Diese Zeitschr. Bd. 75, 1923, B. 8—9.

*) Bd. 3. 2. Hälfte, Wien-Leipzig, 1909, S. 58.

8) Ausflug der D. G.G. nach Buchsweiler ain 14. August 1892.
Diese Zeitschr. Bd. 44, 8. 577.

4) Bemerkungen zu den Blättern Saarbrücken und Pfalz¬
burg der tektonischen Karte von Els.-Lothr. und über die Ein-
fallsrichtung der Rheintalspalten. — Mitteil. Philomath. Ge.s.
in Els.-Lothr., Jahrg. 13, 1905, S. 233—241. Vgl. S. 238.

6) Z v. F. u. Sp. Einfallen der KhcintaJ.-jpaJten. Bemerkungen
zu einem Aufsatz des Herrn Jon. Waltbeb über tektonische
Druck- und Zugspalten. — Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-Lothr.,
Bd. 10, H. 2, 1916, 8. 101—114.

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128

Gebiet festgestellt sind, das früher als Muster eines Schollen¬
gebietes galt. Überzeugender als Worte wirkt die Tekto¬
nische Übersichtskarte des östlichen Lothringen, der Sa r-
brücker Gegend, der Haardt und des nördlichsten Teil«;
der Vogesen (1:400000), welche ich mehreren meiner Ver¬
öffentlichungen beigefügt habeK). Es handelt sich in dem
dargestellten Gebiet um einen innigen Zusammenhang von
Bruchschollen und Falten. Die Spalten, welche die erstere
erzeugt, sind, wie die Falten, durch seitlichen Druck ent¬
standen; lx*ide sind Teilerscheinungen eines und dcsscltien
Vorganges. Wird dereinst eine ähnliche Karte für das
ganze mittelrheinische Gebiet zur Verfügung stehen, so wird
sich bestimmt zeigen, daß die für die linke Rheinseite aus¬
gesprochene Ansicht auch für die rechte Rheinseite ihre
volle Gültigkeit hat6 7) und daß tatsächlich für einen um¬
fangreichen Teil Deutschlands der Unterschied zwischen
Schollen- und Faltengebirge nicht scharf ist.

Aber auch das Muster der Faltengebirge, der Jura, ist,
wenigstens in seinen nördlichen Ketten, vom Schollenbau
betroffen, wie ich als erster durch meine geologischen Auf¬
nahmen zur Vorbereitung der Ausflüge der Deutschen GeoL
Ges. im Jahre 1892 dargetan habe8). Querverwerfungen
waren bis dahin im Juragebirge unbekannt. Die erste Zeich¬
nung derselben veröffentlichte nach meinen Angaben Mühl¬
berg (Aarau) in den Eclogae geol. Helvetiae, Bd. 3, 1992 93,
Taf. XI. Dieselbe Tafel ist dem Livret guide geologique,
Lausanne 1894, beigefügt. Die Störungen sind auch auf
der von Regelmann zuammcngestelltcn Scholle nkarie von
Südwestdeutschland (1:500 0C0) und auf desselben Forschers
Geologischer Übersichtskarte von Württemberg usw. ein¬
getragen. Gut mit meinen Aufnahmen in der Bürgerwald¬
kette stimmt die Zeichnung, welche R. Gbahuann für

6) Begleitworte zur Höhenschichtenkarte von Els.-Lothr.,
1:200 000. Straßburg, 1906. — Die Entstehung des Mittelrhein tales
und der mittelrheinischen Gebirge. Mitteil. Ges. f. Erdk. u.
Kolonialwesen zu Straßburg i. Eis., H. 4, Jahrg. 1913. Taf. II,
Straßburg, 1914. — Geologischer Wegweiser in Fragen der
Wasserversorgung im Gebiet zwischen Maas und Mosel. Vortrag
in Chambley. Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-Lothr., BcL 10, H. 1.
1916, Taf. I.

7) L. van Webveke, Über tektonische Karten, ihre Her¬
stellung und Benützung sowie ihre Bedeutung für Wissenschaft
und Praxis. — Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-Lothr., Bd. 9, H. 3.
1916, S. 383—402.

8) Diese Zeitschr. Bd. 44, S. 699.

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129

diese sowie die Glaserbergkette gegeben9). Wenn mich mein
Gedächtnis nicht täuscht — meine Aufnahmeblätter stehen
mir nicht zur Verfügung — fehlen Längsverwerfungen, die
ich südlich von Pfirt festgestellt habe. Den Schollenbau
•las westlich anschließenden Eisgaues hat Kabl L. Hummel
dargestellt10).

Bezüglich der Tektonik im mitteldeutschen Salzgebiet
will ich nur darauf hinweisen, daß ich in 1913, allerdings
an versteckter Stelle, die Aufpressung der Salzstöcke und
damit die verschiedene Lagerung im Hangenden und Liegen¬
den derselben auf Abscherung zurückgeführt habe11). Die¬
selbe Ansicht haben wenig später, in 1914, E. Seidl für die
Salzlager im Moltke- Schacht bei Schönebeck1*) und O. Renneb
für das mittlere Leinetal ausgesprochen13).

9) Der Jura der Pfirt im Oberelsaß. Vorläufige Mitteil.
Diese Zeitschr., 1918, Bd. 70, S. 62—70 miti 1 Taf. — Der Jura
der Pfirt. Ein Beitrag zur Kenntnis der Geschichte des Ober¬
rheintalgrabens. N. Jahrb. f. Min., Geol. u. Pal. B. B. 44, 1920,
S. 1 — 99, Zeichn. S. 30.

i°) Die Tektonik des Eisgaues (Berner Tafeljura). Ber.
Xaturf. Ges. Freiburg i. Br., Bd. 20, Xaumburg, 1914, S. 1—83,
1 Taf. mit tektonischer Lagerungsskizze 1 : 100 000.

11) Stauchungen in der Lettenkohle bei Farschweiler (Lothr.),
verbunden mit Abscherungen. -Hinweis auf die Salzhorste Nord-
deutschlands. — Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-Lothr., 1913,
Bd. 8, H. 3, S. 221—228. Mit 5 Zeichn. Vgl. S. 228. Die Zeich¬
nung ö auf S. 226 ist ein Spiegelbild zu der Zeichnung 4 auf
Blatt 6 zu: Königsbebqbb u. Mob atu. Theoretische Grundlagen
der experimentellen Tektonik. Diese Zeitschr. 1913, Bd. 66,
S. 81.

12) Beiträge zur Morphologie und Genesis der permischen
Salzlagerstätten. Archiv f. Lagerstättenforschung, H. 10, Berlin
1914.

1S) Salzlager und Gebirgsbau im mittleren Leinetale. Archiv
für Lagerstättenforschung, H. 13, Berlin 1914.

[Manuskript eingegangen am 21. September 1923.]

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130

Das Alter der Sundgauschotter im Oberelsaß.

Von Herrn L. van Wertere.

Für das Alter der Sundgauschotter im Oberelsaß, den
Absätzen dos ältesten Rheins im Mittelrheintal, der vor
Basel gegen W durch die Burgundische Pforte nach der
Saone und dem Rhöne abfloß, kamen bis vor kurzem nur
jüngeres Pliocän und älteres Diluvium in Frage. DeeckeM
meint, daß die Schotter obermiocän sein könnten, „weil
damals ja weit bis in das Vorland der alpine Schotter
vordrang, z. B. bis zum Schienberg“. Ein noch höheres Alter
wird den Sundgauschottern durch O. von Linstow2) zu¬
geschrieben. Es kommt für ihn wohl nur die Zeit der
Cerithieuscliichten des Mainzer Beckens, die Wende des
Oligocäns zum Mioeän, als „Geburtsetunde des Rheines“
im Mittelrheintale in Betracht. Gegen diese Altersdeutung
sprechen zwei Beobachtungen aus dem Jahre 1911. Auf
einem gemeinsamen Ausflug stellten der anfangs dieses
Jahres plötzlich verstorbene Professor Dr. Bruno Förstek
und ich fest, daß nahe südöstlich von Pfetterhausen (11 km
westlich von Pfirt) der älteste Rheinschotter oder Sund¬
gauschotter in einer Sandgrube auf der linken Seite der
Straße nach Ottendorf von loten Vogesenschottern und
Sanden unterlagert ist. In Gruben südwestlich von Grosnes
— 15 km nordwestlich von Pfetterhausen, nahe der Mittel¬
linie der Mulde von Montbeliard — , die ich in Begleitung
des Herrn L. Meyer in Beifort besuchte, wurden unter
Rheinschotter, in welchem Radiolarienkiesel Vorkommen,
durch Waschen Vogesensande gewonnen. Hier kommen
aucli abgerollte Blöcke von Vogesensandstein und Haupt
konglomerat bis zu einem größten Durchmesser von 0,60 m
vor. Hummel3), der sich wohl zuletzt eingehender mit den

1) Geologie von Baden, Bd. 2, 1917, S. 563.

2) Die Verbreitung der tertiären und diluvialen Meere
Deutschlands. — Abhdl. Preuß. Geol. Landesanstalt, N. F. H. 87.
1922, S. 170—171.

8) Die Tektonik des Eisgaues (Berner Tafeljura) — Ber.
Naturf. Ges., Freiburg i. Br., Bd. 20, 1914, S. 26—30 des Sonder
abzuges. — In meinem Aufsatz : Der Betrag des Zusammenschubes

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— 131 —

von den vom Fuß der Süd vogesen bis in den Jura hinein
verbreiteten Vogesenschottern beschäftigt hat, hält es nicht
für ausgeschlossen, daß ein Teil derselben, so im Becken
von Tavannes, obermiocänes Alter besitzt. Hier kommen
zwischen dem Oeninger Kalk und den oberen marinen
helvetischen Schichten Sande mit Dinotherium bavaricum
H. v. M. vor, die vermutlich aus den Vogesen herzuleiten
sind. Derselbe Rest ist vom Mont Chaibut im Delsberger
Becken bekannt. Der Hauptmasse nach sind aber die
Vogesenschotter — sicher im Walde von Raube und bei
Charmoille — unterpliocän, wie aus den Funden von
Dinotherium giganteum Kaup, Aceratherium incisivum
Kauf, Rhinoceros Schleier machen Kaup und Hipparion
gracile Kaup, alles Formen des Unterpliocäns des Mainzer
Beckens, hervorgeht. Ohne den Fundort anzugeben, erwähnt-
Gbahmann4) von ihm gemachte Funde von Dinotherium
giganteum und Rhinoceros Schleiermacheri. Aus dem Walde
von Raube besaß die Sammlung des Geologischen Institutes
der Kaiser- Wilhelms-Universität. Straßburg einen Backen¬
zahn von Dinotherium giganteum. Die Sundgauschotter
müssen, da sie diese Vogesenschotter überlagern, jünger
als Obermiocän, wahrscheinlich aber jünger als Unter¬
pliocän sein, oberoligocänes bis untermiocänes Alter kann
also nicht in Frage kommen.

Es bleibt also nur übrig, eine Entscheidung zwischen
Oberpliocän und ältestem Diluvium zu treffen. Bezeich¬
nend für die oberpliocänen Ablagerungen ist die Bleichung
sämtlicher an ihrem Aufbau beteiligten Gesteinsgemengteile,
die Kaolinisierung der feldspatigen Teile und die vollständige
Entkalkung. Wohl kann auch der Sundgauschotter sehr
tief reichende Entkalkung aufweisen, aber, in tiefen Auf¬
schlüssen trifft man frische Rheinschotter, die sich von
den jüngsten Rheinschottern auf den ersten Blick nicht
unterscheiden. Bei den pliocänen Ablagerungen sind Ent¬
kalkung und Bleichung eine ursprüngliche Erscheinung, die

in den lothringischen Sätteln und Mulden. Wiederkehrende oder
ursprüngliche Falten? (Jahresber. und Mitteilg. Oberrhein. Geol.
Ver., N. F., Bd. 12, 1923, S. 16 — 19.) habe ich übersehen, die Tek¬
tonische Lagerungsskizze des Eisgaues 1:100000 zu erwähnen,
die Hummel seiner Tektonik beigefügt hat. Das sei hiermit
nachgeholt.

4) Der Jura der Pfirt im Oberelsaß. Ein Beitrag zur Ge¬
schichte des Oberrheintalgrabens. — N. Jahrbuch f. Min., B. B. 44,
1920, S. 25.

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ich in 1892 auf die Einwirkung humoeer Wasser6), in 19006)
mehr allgemein auf starke Humusbildung7) zurückgeführt
habe, während die Entkalkung beim Sund gauechot ter nach¬
träglich von oben nach unten erfolgt ist, 'Bleichung aber
fehlt. Im Gegensatz zu den vollständig entfärbten Bunt-
sandsteingeröllen des Oberpliocäns haben diejenigen der
Sundgauschotter ihre ursprüngliche rote Färbung beibehalten
Weiße, zum Oberpliocän zu stellende Tone bilden bei
Rüderbach, 15 km NNW von Pfirt, anscheinend das Liegende
der Sundgauschotter, sprechen also für jüngeres Alter der¬
selben8). Zweifel können nur die in der ebengenannten
Mitteilung erwähnten weißen, durchaus an Oberpliocän
erinnernden Tone erwecken, welche bei Mörnach. 4i/3 km
westnordwestlich von Pfirt, über dem Sundgauschotter in
einer Tongrube aufgeschlossen sind. „Zu beachten ist vor
allem, ob es sich nicht um . umgeschwemmte Huppererde9)

6) Ausflug nach Altkirch. Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Ges.
1892, S. 595.

8) Benecke, Bückino, Schumacher und van Werveke,
Geologischer Führer durch das Elsaß, Berlin 1900, S. 282.

7) Ausführlicher hat sich Salomon mit der Frage der plio-
cänen Bleichung beschäftigt. (Die Bedeutung des Pliocäns für
die Morphologie Süddeutschlands. — Sitzungsber. Heidelberger
Akad. Wiss., Math, naturwissensch. Kl. 1919, Abhdl. 1, S. 14—19.)
Ernstlich kommt für ihn nur die Erklärung durch Moorbleichung
in Frage, besonders wegen der sehr häufigen Verknüpfung
der gebleichten Sande und Tone mit Braunkohlen, während
Auslaugung durch humusreiche Wasser nur in beschränktem
Maße angenommen werden kann. Veranlassung zur reichen Moor¬
bildung sieht er in einer vorhergegangenen Abtragung des ganzen
Gbietes. Blocktone, wie die von Epfig, können meiner Ansicht,
nach wohl nur durch Abtragung vorher gebleichter Gesteine ent¬
standen sein, als Moränen aber nicht wohl aus einem flach ab¬
getragenen Gebiet; stammen. Die Schotter im oberen Teil des
Pliocäns im ünterelsaß spiechen für Wasser mit starkem Gefälle
Moore werden sich in der Ebene und im Gebirge gebildet haben

8) L. van Werveke, Pliocäne ( ?) Quarzsande bei Mörnach. —
Mitteil. Philomath. Ges. in Els.-Lothr., Bd. 4, 1912, S. 769 — 771.

9) Als Huppererde sind auch die früher von Benecke und mir
als pliocän angesprochenen weißen Tonsande südlich von Buchs¬
weiler (Obereis.) zu deuten. (Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-
Lothr., 1893, Bd. 4, H. 2, S. XXVT.) Die Sande waren außerhalb
ihres geologischen Verbandes beobachtet worden und waren
in ihrer Ausbildung von den pliocänen Sonden des Unterelsasses
nicht zu entscheiden. Erst ein neuerer Aufschluß in unmittel¬
barer Nähe von Buchsweiler ließ erkennen, daß sie Taschen
im Malm ausfüllen und von Mitteloligocän überlagert sind. (Bb-
Förster, Oberer Melanienkalk zwischen Huppererde und Fisch-
schiefer bei Buchs weiler im Obereis. — Mitteil. Geol. Landes -
anst. Els.-Lothr., 1909, Bd. 7, H. 1, S. 63—89.)

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liaqdelt, wodurch der Entfärbung eine geringere Bedeutung
zukommen und die Ansicht von Gutzwilleb10) zu Recht
bestehen würde.“ Dieser ist stets in entschiedener Weise
für ein altdiluviales Alter der Sundgauschotter eingetreten.
Nach Fb. Wiegebs11) überlagern in der Rhöneniederung
Mastodonsande die Congeriensehichten des Plaisancien
(Unteres Pliocän der französischen Geologen); ebenso finden
sie sich in der Bresse und in der Franche-Oomte. „In der
letzteren erweist das Astien (Mittleres Pliocän der fran¬
zösischen, Oberpliocan der deutschen Geologen), daß in
dieser Zeit der Rhein mit Benutzung der Taler des Doubs
und der Allaine, zwischen Delle (östlich von Montbeliard)
und Döle, sich in die Landschaft Bresse ergoß, die sich
nördlich von Lyon in der Saöneniederung erstreckt. Der
Rhein lagerte hier 15 bis 20 m über dem heutigen Niveau
der Taler eine aus Jura- und Vogesenkiesen bestehende
Schichtenfolge ab.“ Alpine Gerolle, das kennzeichnende
Merkmal der ältesten sowohl als auch der jüngsten Rhein¬
schotter sind nicht erwähnt, es kommen also wohl keine
Rheinablagerungen in Frage. Die Angaben beruhen, wie
mir der Verfasser mündlich mitteilte, nicht auf eigener
Beobachtung, sondern auf der Literatur. Salomon (7, S. 20)
läßt den Urrhein über eine im Pliocän entstandene Ab¬
tragungsfläche vor der im Oberpliocan erfolgten Auf¬
wölbung des Juragebirges durch die Burgundische Pforte
strömen.

Nach den Aufnahmen von Bb. Föksteb auf den Blättern
Dammerkirch, Altkirch und Landser verläuft die nördliche
Grenze der Sundgauschotter von Altmünsterol aus dicht
südlich Luttern vorbei am Südfuß des Buchwaldes
und nördlich von Mausbach vorbei gegen Dammerkirch und
weiterhin gegen Altkirch. Westlich von Altmünsterol sah
ich auf dem schon erwähnten Ausflug mit Herrn L. Meyer
Sundgauschotter auf der Nordseite des Kanals an der Mühle
von Praille, NW von Brebotte. östlich von Altkirch reichen
die nördlichsten Sundgauschotter bis auf die Höhe 335 nörd¬
lich von Heiweiler und auf die Höhe südlich von Zässingen
Von diesen Orten bis Mariastein (SW von Basel) kommt den
Ablagerungen eine Breite von 21 km zu, ungefähr dieselbe
Breite, welche heute die Rhein nieder ung zwischen Ensis-

10) Die Gliederung der diluvialen Schotter in der Umgebung
von Basel. — Verhdlg. Naturf. Ges. Basel, Bd. 23, 1910. S. 1.

n) Die Gliederung des französischen Pliocän* und Pleistoeäns.
— Diese Zeitschr. Bd. 65, 1913, S. 387.

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134

heim und Heitersheim einnimmt. Die für die Rheinscliotter
angegebene nördliche Grenze bildet, mit Ausnahme einzelner
inselartig hervorragender Höhen, besonders des Buchwaldes
sowie der bis 351 und 355 m ansteigenden Teile des Höhen¬
zuges zwischen Daminerkirch und Aspach, zugleich die Süd¬
grenze von gleich hoch gelegenen, gleich zersetzten und
deshalb wohl gleich alten Vogesenschottern. Am Nordrand
des den Buchwald tragenden 387,1 m hohen Rückens sind
bei Gottestal Vogesenschotter an verschiedenen Stellen h>
der Höhe von 340 m zu sehen, und in derselben Höhe
finden sich auf seiner Südseite Sundgauschotter bei
St. Lippert. Gegen O sind durch Bb. Förster Vogesen-
schotter an der Südspitze des Rückens auf dem Rebberg
zwischen Altkirch und Illfurt in der Höhe von 3(>0 m und
auch noch nordöstlich von Wittersdorf an der Kante der
Höhe „Auf dem Berg“ nachgewiesen worden. Die Breite,
in welcher sich die Vogesenschotter von Altmünsterol bis
zu diesem letzteren Punkte erstrecken, beträgt 21 km. Sie
kann nur durch sehr vielfache Verlegungen der Vogesen¬
flüsse zustande gekommen sein, ebenso wie nur sehr häufige
Verlegungen die breite Aufschüttung der Sund gauschotter
geschaffen haben können. Aus den Erläuterungen von
Br. Förster zu dem nicht veröffentlichten Blatt Dammer-
kirch (1 : 25 000) geht hervor, daß in der Gegend dieses
Ortes anfangs eine Vermischung beider Schotter stattfand,
später aber der Rhein die Vogesenflüsse, die DoLler und
wohl auch die Thur oder beide vereint, zurückdrängte.
Der Rhein und die Vogesenflüsse haben eine nur wenig
unebene Fläche vorgefunden, über welche sie ihre Schotter
als Decke ausbreifceten12). Nur an der Grenze beider
Schotter ragten die genannten Inseln heraus. Mit Rück¬
sicht auf die große, bis 20 m betragende Mächtigkeit der
Schotter muß das Gelände sich wohl in schwach senkender
Bewegung gefunden haben. Die Vogesenschotter nördlich
der angegebenen Grenze unterscheiden sich von den süd¬
lichen, unterplioeänen Vogesenschotter n wesentlich durch
das starke Zurücktreten des Buntsandsteins und bezeugen
schon dadurch ein jüngeres Alter18). In einem Aufschluß

12) Oberdörfer, Rich. Über den Sundgaudeckenschotter.
— Jahresber. u. Mitteil. Oberrhein. Geol. Ver., 1920, S. 30
und Taf. I.

13) Ich vermute deshalb, daß die an Buntsandstein reichen,
hochgelegenen Schotter, die nach Br. Förster im nördlichen
Teile des Blattes Sentheim nur selten mit Schiefern und Labrador-

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135

bei Gevenatten zwischen Daninicrkirch und Masmünstur,
etwas mehr als mittwegs vom Austritt der Doller aus dem
Gebirge und ihrer Einmündung: in den ältesten Rhein, an
der Straße nach Sternenberg, findet man z. B. erst nach
längerem Suchen ein Quarzgerölle. Porphyritische Gerölie,
daneben Rothütelporphyr, spielen unter solchen von Grau-
wacken und Schiefern des Unterkarbons die Hauptrolle. Die
Gerölie sind alle stark zersetzt^ aber nicht entfärbt und
in einer stark lehmigen Masse eingebettet. Merkwürdiger¬
weise fehlt Granit, trotzdem ihm im oberen Teil des Doller¬
tales einige Verbreitung zukommt. Ob er damals noch nicht
freigelegt war? Diese Vogesenschotter liegen nun bei Aue,
östlich von Masmünster, in der Höhe von 415 auf dem
Hügel zwischen dem Hohlenstein und dem Oberen Wald14)
auf weißen und roten Tonen und Tonsanden mit Gerollen
von Quarz und gebleichtem Quarzit, die dem Oberpliocän
angehören. Stellenweise sind die geröllführenden Sande zu
Sandstein verkittet. Dieser Vogesenschotter ist also jünger
als Oberpliocän, und das gleiche Alter ist daraus für den
Sundgauschotter abzuleiten, in den er gegen S übergeht.
7ax dem gleichen Schluß berechtigt anscheinend der oben
erwähnte Aufschluß bei Rüderbach.

Die am Aufbau des Oberpliocäns beteiligten Gesteine
sind Tone, tonige Sande und Geröllablagerungen, denen z. T.
moränenartige Beschaffenheit zukommt18). Lehm und Löß
sind ihm fremd. Löß folgt unter Einschaltung von Sand¬
löß gleichförmig sowohl auf die Niederterrasse als auch
auf die Hochterrasse des Rheins, Lehm unter Einschaltung
ron sandigem Lehm im Moselgebiet gleichförmig auf gleich
alte und auf ältere Schotter18). Deshalb kann es keinem

]>orphyren gemischt auf den dort anstehenden Konglomeraten
eine äußerst dünn ausgestreute Decke bilden (Aufnahme bericht
für 1895. Mitteil. Geol. Landesanst. Els.-Lothr., 1896. Bd. 4,
H. .4, S. LXVII), nicht den dem Sundgauschotter gleichzustellenden
Vogesenschotter n angehören, sondern älter als diese und dem
Unterpliocän zuzurechnen sind.

14) L. van Webveke, Pliocän bei Aue. Mitteil. Geolog.
Landesanst. Els.-Lothr., 1897, Bd. 4, S. CXLH.

18) Über das Pliocän des Unterelsasses. Mitteil. Geol. Landes¬
anst, Els.-Lothr., 1892, Bd. 3, S. 139—157. Derselbe Aufsatz
ohne Profile im Bericht der 24. Versammlung Oberrhein. Geol.
Vor.. 1892, S. 15—21.

16) Darauf bin ich in einem dem Abschluß nahen Aufsatz:
..Über die Entstehung der lothringischen Lehme und des mittel-
rheinischen Lösses“ näher eingegangen. Der Aufsatz ist inzwischen
veröffentlicht worden im Sitzungsber. d. Heidelbg. Akad. Wissensch.
Mathem.-naturwissensch. Klasse, Abt. A, Jahrg. 1924, 5. Abh., S. 44

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136

Zweifel unterliegen, daß es im Rheintal auch ältere als
die bisher bekannten Lösse gibt, mit anderen Worten, daß
auch auf den unteren und den oberen Deckenschotter sowie
auf den Sundgauschotter Lößabsatz gefolgt ist. Die gegen¬
seitige Lagerung dieser Schotter zeigt der Querschnitt, den
ich auf S. 142 des Aufsatzes „Nochmals die Mittelterrasse
Steinmanns, Gliederung des Lösses“17) für die Gegend unter¬
halb Basel gegeben habe. Hier, wo die einzelnen Schotter
zutage gehen, wird es bei gelegentlichen günstigen Auf¬
schlüssen möglich sein, die den unteren und den oberen
Deckenschotter gleichförmig überlagernden Lösse zu finden.
Der Lehm, welcher den Sundgäuschotter überdeckt, ist aber
wahrscheinlich aus der Zersetzung von Löß hervorgegangen,
der sich an den Absatz dieses Schotters angeschlossen hat.
Gutzwiller spricht von der Lehm- bzw. Lößbedeckung
des Sundgauschotters. Oberdörfer, dem als Kriegsgeologen
weit öfter Gelegenheit geboten war, den Sundgaulehm in
frischen Aufschlüssen zu beobachten, als es den Friedens¬
geologen je möglich war, sagt, daß derselbe überall fast
völlig entkalkt ist. An der Grenze zwischen Lehm und
Deckenschotter wechseln häufig braune und graublaue
Bänder eines stark verlehmten Sandes, die kleine Kiesgeröile
führen (Oberdörfer, S. 29). Dieselbe Beobachtung hat
Br. Förster bei Altkirch gemacht18). Es schiebt sich also
eine dem Sandlöß im Rheintal und dem sandigen Lehm in
Lothringen vergleichbare Bildung zwischen Sundgauschottei
und Sundgaulehm ein. Nicht nur die Ausbildung des Sund-
gauschotters, sondern auch seine Überlagerung schließt ihn
eng an die jüngeren, sicher diluvialen Schichten an, während
ihn scharfe Unterschiede von den Ablagerungen des Ober-
pliocäns trennen. Tierische oder pflanzliche Reste, welche
eine unmittelbare Bestimmung des Alters der Sundgau¬
schotter gestatten würden, sind bisher nicht gefunden
worden. Solange aber nicht durch solche das Gegenteil
erwiesen ist, ziehe ich es aus den verschiedenen genannten
Gründen vor, die Sundgauschotter zum Diluvium, nicht zum
Pliocan, zu steilen. Ihre Auflagerung auf Unterpliocän bei

17) Mitteil. Geol. Landesanst. v. Els.-Lothr., 1913, Bd. 8. H. 1.
S. 142.

18) Erläut. Bl. Altkirch der Geol. Karte 1:25 000, 1902,
S. 10. Entsprechende Bildungen kommen auch, wie mir Br.
Förster mündlich mitgeteilt hat, über den gleich alten Vogesen-
schottern vor.

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Pfetterhausen und Grosnes schließt ein obermiocänes oder
prar oberoligocänes Alter aus.

Magdeburg, 4. September 1923.

Nachtrag.

Gegenüber der Annahme von Salomon, daß der Ab
Lagerung des Oberpliocäns eine flache Abtragung des Ge¬
bietes der mittelrheinischen Gebirge vorangegangen ist, habe
ich mich auf Grund des Vorkommens von oberpliocänen
Moränen bei Epfig und groben Schottern im nördlichen
Unterelsaß in der Anmerkung 7 auf S. 132 dafür ausge¬
sprochen', daß im Oberpliocän in den Vogesen ein Gebirge
vorhanden gewesen sei. Daß der Höhenunterschied zwischen
Gebirge und Vorland damals aber weniger bedeutend als
heute gewesen ist und beträchtliche nachpliocäne Ver¬
schiebungen vor sich gegangen sind, habe ich S. 157 meines
Aufsatzes „Über das Pliocän des Unterelsaß“19) ausge¬
sprochen. Xachpliocän sind auch die Verwerfungen, die
K. Boden20) am Nordwestabhang der Vogesen nachgewiesen
hat, denn sie haben Oberpliocän, das auf einer Einebenungs-
fläche abgesetzt worden war, und Trias in gleichem Maße
betroffen. Man erkennt dies am deutlichsten, wenn man
in dem Querschnitt, den Boden auf S. 253 gegeben hat, die
Verwerfungen ausschaltet; die aus der Aufwölbung des
Vogesonsattels hervorgegangene Schrägstellung der tri&di-
schen Schichten (Einfalien 1.73%) ist älter als die Ver¬
werfungen und das Pliocän. Die tektonischen Stauchungen
hatten, wie Boden annimmt, im wesentlichen vor der Ab¬
lagerung des Oberpliocäns ihren Abschluß gefunden.
„Stellenweise überdauerten aber die Gebirgsbewegungen das
Pliocän und gaben auch den Bildungen dieser Periode
schwache Neigungswinkel.“ (S. 256). Neuerdings hat nun
auch Salomon21) sich davon überzeugt, daß zum mindesten
die Hauptteile des Schwarzwaldes, des Waagen waldes und

19) Mitteil. d. Geol. Landesanstalt v. Els.-Lothr., 1892, Bd. 3,
H. 2, S. 139—157.

*°) Die pliocänen Ablagerungen im Gebiet des Oberlaufes der
Verouze in Lothringen. — Sitzungsber. d. Bayer. Akad. Wissensch.,
Mathem.-phys. Kl., Jahrg. 1919, S. 229 — 267.

ai) Die Intensitäten alluvialer und diluvialer geologischer Vor¬
gänge und ihre Einwirkung auf die pliocane Rumpffläche des
Kraichgaues und Odenwaldes. — Sitzungsber. d. Heidelberger Akad*
Wisse nsch., Mathem.-naturw. Kl., Abt. A, Jahrg. 1924, 3. Abhdl..
38 S.

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138

des schwäbischen Juras höher gelegen haben müssen als
die Rumpffläche (S. 31), und aus dem oben erwähnten
Vorkommen von geröllreichen und grobe Blöcke führenden
Ablagerungen im oberen Teil des Oberplioeäns schließt er,
„daß mindestens zur Zeit des Oberpliocäns der Wasgenwald
als höheres Gebirge vorhanden war“ (S. 32). Dadurch ist
erfreulicherweise nunmehr Übereinstimmung erzielt.

Aus dem gleichen Grunde wie ich hat sich auch
P. Kessler-2) gegen Salomon ausgesprochen, was ich bei der
Niederschrift meines Aufsatzes übersehen habe. Mit der
Annahme eines altpliocänen, im Rheintal gegen N fließen¬
den Stromes, der durch eine wahrscheinlich in der Richtung
Basel — Mülhausen — Rufach verlaufenden Wasserscheide von
den gegen S fließenden Vogesenströmen getrennt war, kann
ich mich nicht befreunden. Kessler weist denn auch selbst
darauf hin, daß alpine Gerolle, welche für denselben zeugen
könnten, nicht bekannt sind (S. 159). Er ist der Meinung,
durch diesen altpliocänen Lauf die Entstehung von hoch¬
gelegenen Geländcstufen erklären zu können, die er bei
Tannenkirch (420—460 m) und am Nordrand des Blattes
Barr (350 — 380 in) festgestellt hat. Zu ungunsten des alt¬
pliocänen Südnordrheins spricht die Verbreitung der unter-
pliocänen (politischen) Schwarzwaldgerölle, wie von Bux-
TOBFsa) und seinen Schülern nachgewiesen ist. Die Gerolle
reichen westlich der Rheintal-Birsflexur bis in den Nord¬
rand des Beckens von Laufen (S. 122 bis 124) und sind nach
Ansicht der Verfasser durch einen Fluß abgesetzt, „dessen
Einzugsgebiet am Nordrand der Dinkelbergmasse und an
der Südwestecke des Schwarzwaldes zu suchen ist" (8. 122
bis 124). Geländestufen, denen z. T. eine höhere Lage zu¬
kommt als den von Kessler genannten, und die jünger
sind als die vorpermische und die vortriadische Abtra-
gungsfläche, erwähnt E. Schnaebkle21). Der höchsten gehört
das Hochfeld mit 1050—1100 m Höhenlage an.

Magdeburg, 28. September 1924.

22) Geologische Beobachtungen im Reichsland. — Zeitschr. «1.
Deutsch. Gcol. Ges., Bd. 71, 1919, Abhdl., S. 162.

23) A. Buxtorf und R. Koch, Zur Frage der Püocänbildungen
im nordschweizerischen Juragebirge. — Verhdl. d. Naturf. Ge*.
Basel, Bd. 31, 1919—1920, Basel 1920, S. 113— 132.

24) L’äge des surfaces d’erosion sur le massif du Champ du
feu. — Bullet. Service geol. d’Alsace et de Lorraine, Bd. 1.
H.2, 1923, S. 131— 143.

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139

Postbasaltische und rezente Schubbewegungen
auf Überschiebungsklüften im Rheinischen
Schiefergebirge.

Von Herrn H. Quibing in Berlin.

(Mit 2 Textfiguren.)

Wie die Flözkarte zeigt, verlaufen in den regional
gefalteten Karbonschichten am Nordrand des Rheinischen
Schiefergebirges im Streichen der Schichten fast ausschließ-
i ich Druckstör ungen (Überschiebungsklüfte, Schaufel¬
flächen), während Zugstörungen (Sprünge) meist quer
dazu gerichtet sind. Diese Tatsache kann eine mehrfache
Deutung finden; sie läßt sich u. a.1) durch die Annahme
erklären, daß auch während der postkarbonischen Zerrungs¬
phasen, die zur Entstehung der Sprünge geführt haben,
das Gebirge einem latenten Druck in SO— NW-Richtung
ausgesetzt gewesen ist, der das Auf reißen von Spalten
quer zum gefalteten Gebirge, jedoch nicht im Gebirgs¬
streichen gestattet hat. Die an sich flächenhafte Zer¬
rung ist so zu einer gerichteten (linearen oder
polaren) geworden.

Diesem Deutungs versuch stellte vor einiger Zeit
K. Lehmann2) eine andere Erklärung entgegen. Er vertritt
die Anschauung, daß die „gerichtete“ Zerrung nicht aus
flächenhafter Zerrung entstanden, sondern von vornherein
linear gewesen sei, ausgegangen von dem im Mesozoicum
gebildeten Saxonisclien Trog. Die Quersprünge Westfalens
seien parallele Randstörungen dieses quer zur varistischen
( ieosvnclinale angeordneten bedeutenden Senkungsfeldes.

In eine Erörterung der Frage einzutreten, ob der
„saxonische Trog“ als tektonisches Element bestanden und
an der Bildung der Sprünge des westfälischen Karbon

*) Vgl. H. Quibing, Die Entstehung der Schollen ge birge. Diese
Zeitschr., Abhdl. 1913, S.

*) K. Lehmann, Das tektonische Bild des rheinisch-westfä¬
lischen Steinkohlengebirges, Glückauf, 1920, S. 1—6, 21—26,
41—49.

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140

Anteil hat, würde zu weit führen. Ich verweise auf (len
Vortrag, den ich am 5. März 1924 in der Sitzung der
Gesellschaft gehalten habe. Besondere Aufmerksamkeit
verdient der Umstand, daß sehr viele stark gefaltete
Gebirge quer zur Faltung Sprünge zeigen, und zwar auch
dann, wenn ein Quertrog nicht vorhanden ist, daß dagegen
im Gebirgsstreichen wohl Überschiebungsklüfte, aber nur
ganz selten Sprünge verlaufen. Es ergibt sich daher schon
als Wahrscheinlichkeitsschluß, daß die Richtung der Sprünge
in einem zonaren Faltengebirge im allgemeinen zur Falten¬
richtung in Beziehungen stehen muß, d. h. sich annähernd
quer zum Faltenstreichen anordnet, auch wenn die Sprünge,
wie etwa beim Rheinischen Gebirge, als Bandstörungen
zu großen Senkungsgebieten oder als ehemalige Horizontal¬
verschiebungen angelegt worden sind, sich möglicherweise
auch der Struktur des Untergrundes angepaßt haben.

Meine Arbeiten im Siegerlande haben nun in zwei¬
facher Hinsicht eine Klarstellung dieser wichtigen Frage
ergeben. Daß Sprünge noch heute Verwerfungen und
Schaukelbewegungen der durch sie getrennten Schollen ver¬
mitteln, ist bekannt. Daß aber nicht nur an Zerrungs¬
klüften, sondern auch an Überschiebungsklüften noch in
posttertiärer Zeit Bewegungen stattgefunden haben, ist im
Rheinischen Schiefergebirge erst in neuester Zeit festgestellt
worden.

Ich beziehe mich auf eine Beobachtung, die ich an
einem Basaltgang auf der neunten Tiefbausohle der Grube
„Eiserner Union“ bei Siegen gemacht und kürzlich mit¬
geteilt3) habe. Dort wird der Basal tgang von einer etwa
im Streichen des Gebirges verlaufenden Überschiebungskluft
durchsetzt und um etwa 30 cm diagonal überschoben.

Da die Überschiebungsklüfte des Siegerlandes im
wesentlichen der karbonischen Pressungsperiode ihre Ent¬
stehung verdanken, ist hiermit der Beweis geführt, daß
auch in spättertiärer und poettertiärer Zeit das Gebirge
unter tangentialen Druckspannungen gestanden hat

Ein Zufall hat nun kürzlich eine weitere wichtige
Beobachtung geliefert.

Von O. Barsch sind 1922 Schweremessungen
unter Tage zur Wiederausrichtung verworfener Gangstücke

3) H. Quiring, Beiti'äge zur Geologie des Siegerlandes. II
Wirkungsweise und Entstehung der „Rechts-“ und „Linksver-
werfer“ der Gänge. Jahrb. der Preuß. Geol Landcsanst.. 1921.
S. 31.

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141

auf Gruben im Siegerlande ausgeführt worden. Die zu den
Versuchen benutzte Drehwage gelangte hierbei in Quer-
schlagen und Versuchsstrecken zur Aufstellung, die z.T.
auf abschneidenden Klüften (Überschiebungsklüften) ge¬
trieben waren.

Die beistehenden Skizzen geben die Lage der Auf¬
stellungspunkte und einen Streckenquerschnitt im Bereich
des Hauptganges der Knuppschen Grube „Friedrich Wil¬
helm" bei Herdorf wieder:

Der Mittagsgang wird in seinem mittleren Teil von
zwei Überschiebungsklüften in drei Gangstücke zerlegt, die
im Grundriß gegeneinander rechtsseitig verschoben er¬
scheinen.

Drei der Aufstellungspunkte der Drehwage liegen auf
der Überschiebungskluft B, einer in unmittelbarer Nahe der
Überschiebungskluft A.

Bei den Messungen zeigte sich folgendes:

Die horizontal gestellte Wage ließ, wenn Sprengschüsse
die Grube durchzitterten, eine plötzliche Veränderung des
Libellenstandes erkennen, und zwar in einer ganz bestimmten

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142

sich stets gleiclibleibenden Weise und Richtung-. Durchweg
erhielt die Wage eine Neigung nach NNW. Und dieses
„Kippen“ der Wage blieb bestehen. Selbst nach Stunden
war keine rückläufige Bewegung der Libellen zu bemerken
Diese Beobachtung ist nicht anders zu erklären, als daß
bei der ruckweisen Erschütterung des Gebirges durch die
Sprengschüsse latente Spannungen im Gestein ausgelftst
wurden, die unter Benutzung der vorhandenen Klüfte eine
relative oder absolute Hebung des südlichen Gesteins*

Fig. 2. Skizze des Streckenquerschnitts am Aufstellungspunkt
der Drehwage.

komplexes, verbunden mit horizontalem Zusammenschub,
bewirkten. Mit anderen Worten: Dos Gebirge steht noch
heute in SSO— NNW-Richtung unter horizontalen Druck¬
spannungen, die einen tektonischen ruckweisen Zusammen¬
schub unter Vermittlung von vorhandenen Überschiebungs¬
klüften dann erzeugen, wenn, wie bei Sprengschüssen, die
Spannungen plötzlich ausgelöst werden.

Eine weitere Präge ist 63, ob diese geringen rezenten
Schuppungen tatsächlich regional -tektonische Bedeutung
besitzen oder ob sie nur durch die Druckentlastung ver¬
ursacht werden, die mit der subaerischen Abtragung (Tal¬
bildung) zusammenhängt. Im Siegerland sind seit demPliocäo
mehrere hundert Meter Sedimente — im Bereich des Siegtals
bei Siegen z. B. rund 300 m — erodiert worden. Die Druck¬
entlastung beträgt demnach örtlich bis zu 1000 Atmosphären
auf 1 qcm. Das Gestein wird daher, von der isostatischen
Aufwärtsbewegung, die der Abtragung parallel geht, ganz
abgesehen, gewissermaßen quellen. Diese . Aufquellung, so
gering sie auch sein mag, löst nicht nur aufwärts gerichtete

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143

Druckspannungen, sondern auch Seitendrucke aus. Die Ge¬
steinschollen werden sich, unter Benutzung vorhandener
Klüfte, gegeneinander verschieben, im wesentlichen unter
Zusammenschub und Auf schuppung auf Überschiebungs¬
klüften. Demnach kann die festgestellte rezente Schub¬
bewegung auf die Druckentlastung des Gesteins durch Ab¬
tragung zurückgeführt werden. Unerklärt bleibt dann aber
immer noch die einseitige Schubrichtung aus SSO, so daß
wir bei der Deutung der Schubbewegung geotektonischer
Ursachen wohl nicht entraten können.

Aber wie dem auch sei: Die Tatsache, daß Teile des
Rheinischen Schiefergebirges noch heute unter horizontalen
Druckspannungen stehen, in einer Richtung, die identisch
ist mit der Richtung des varistischen Faltungsdruckes, ist
unbestreitbar. Nehmen wir ähnliche Verhältnisse für die
postvaristische, ja für die postunterdevonische Zeit an, so
erklärt sich zur Genüge, weshalb die verschiedenen Zer¬
rungsperioden, die nach der präsideri tischen Faltung das
Gebiet in Schollen zerlegt haben, wolil Sprünge annähernd
in der Querrichtung, aber nur sehr seiten in der Längsrich¬
tung erzeugt haben.

Ergebnisse:

1. Teile des Rheinischen Schiefergebirges stehen noch
heute unter tangentialen Druckspannungen in SSO — NNW-
Riehtung, die gelegentlich Schubbewegungen verursachen,
unter Vermittelung der seit der varistischen Faltung vor¬
handenen Überschiebungsklüfte.

2. Das Fehlen von Sprüngen (Zerrungsklüften) in der
Streichrichtung des Gebirges kann auf das Vorhandensein
latenter Druckspannungen quer zum Gebirge seit der devo¬
nischen Faltung zurückgeführt werden.

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144

Neoeingänge der BibUottaek.

Berg, G. : Der Graüit des Kiesengebirges und seine Ganggeateine.
(Petrographische Studien.) Abh. Preuß. Geol. Landesanst.,
N. F., Heft 94. Berlin 1923.

— Die Gesteine des Isergebirges. Aus: Jahrb. Preuß. Geoi.
Landesanst. für 1922. XLILL. Berlin 1923.

Blanckenuokn, Max: Das l’nteroligocän und die Melanien tone
des mittleren Kurhessens. Aus: Jahrb. Preuß.. Geol.
Landesanst. für 1922. XLIII. Berlin 1923.

Dahlgrün, F. : Über Graptolithen führende Schichten im Unter
harz. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. für 1922. XLDl.
Berlin 1923.

— Tektonische, insbesondere kimmerische Vorgänge im mittleren
Leinegebiete. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. für
1922. XLIII. Berlin 1923.

Kkdmannsdörffer. 0. H. : Untersuchungen an mazedonischen
Gesteinen. II. Die kristallinen Gesteine des Wardar-Dojran-
gebietes. Aus: N. Jahrb. Min., BeiL-Bd. L. Stuttgart- 192S.
Finckh. L. : Die Stellung der Gabbros und Serpentine Nieder¬
schlesiens und ihre Beziehungen zu den Gneisen und den
Graniten. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. für 1921.
XLII. Berlin 1923,

Freygang, Joachim: Gliederung und Fossilgehalt des Kupfer¬
schiefers. Aus: Erdmann, Jahrb. d. Halleschen Verbandes IV.
Halle a. S. 1923.

Fulda, Ernst: Salzspiegel und Salzhang. Aus: Zeitschr. d.

Deutsch. Geol. Ges. 75. Berlin 1923.

Gagel, C. : Die chemische Beschaffenheit und Unterscheidungs¬
möglichkeit 'der Untereocäntone und der . mitteloligocänen
Septarientone. Aus: Jahrb. Preuß. Geol. Landesanst. für 1922.
XLIII. Berlin 1923.

Gothan, W. : Weitere Untersuchungen über Bildung von Braun -
kohlenflözen. Aus : Braunkohle, Halle 1923.

— Paläobotanische Mitteilungen (1 — 4). Aus: Jahrb. Preuß. Geol
Landesanst. für 1921. XLII. Berlin 1923.

— Karbon- und Permpflanzen. In: G. Gürich, Leitfossilien.
3. Lfg. Berlin 1923.

Gränzer, Josef: Quarz. Orthoklas. Albit, Chlorit, Epidot und
Kalkspat aus Diabasklüften des Je schken gebirges , teils in
Pseudömorphosen nach Kalkspat. Aus: Mitt. Ver. Naturf.
Reichenberg. 45. Reichenberg 1923. ,

Hess von Wiohdorff, H. : Beiträge zur Geschichte des ehe¬
maligen staatlichen Eisenhüttenwerks zu Wondollek in
Masuren. Aus: Mitt. Literarische Ges. Masovia. 26/27. Lötzen
1922.

Jongmans, W., und P. Kukuk: Die Kalamariaceen des rheinisch¬
westfälischen Kohlenbeckens. Aus: Glückauf, 47. Essen
1915.

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FEB 2 6 2925

Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft.

(Abhandlungen und Monatsberichte.)

B. Monatsberichte.

Nr. 8-10. 76. Band. 192*

Berlin 1925.

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart.

INHALT.

Protokoll der Hauptversammlung .

Protokoll der Sitzung am 31. Juli 1924 .

Protokoll der wissenschaftl. Sitzung am 1. August 1924
Protokoll der geschäftlichen Sitzung am 1. August 1924
Protokoll der zweiten wissenschaftlichen Sitzung am

1. August 1924 .

Protokoll der Sitzung am 4. August 1924 .

Protokoll der Sitzung am 5. August 1924 .

Vorträge:

FISCHER: Die Bildungsbedingungen des Dolomits im

fränkischen Keuper (Titel) .

PRATJE, 0 : Alte und junge Sedimente am Grunde

der Nordsee . 145 , 160

lvüHSE: Eine Bodenkarte 1:3000 aus dem Danziger

Werder (Titel) . • .* . 146

0 KUHSE: Sedimentpetographische Mitteilungen aus dem

Weichseldelta (Titel) . 146

KRAUS, E.; Die Tektonik des ostpreußischen Quartärs 146, 165
MEZ: Das sero-diagnostische System des Pflanzen¬
reichs (Titel) . 146

ZIEGENSPECK: Über den serologischen Stammbaum

und die Phytopaläontologie (Titel) . 147

HESS VON WICHDORFF: Nehrungsbildungen an ost¬
preußischen Seen und die Bedeutung der Binnensee¬
nehrung für das Nehrungsproblem (Titel) . 152

ERRULAT: Die Beziehungen zwischen den erdmagneti¬
schen Störungen und den diluvialgeologischen Ver¬
hältnissen in Ostpreußen (Titel) . 153

JAEKEL: Die Tektonik und Gliederung des Diluviums

in Rügen (Titel) . ... 153

V. KLEBELSBERG: Alpine Quartärgeologie (Titel). . 153

TROLL: DieGliederungder glazialen Landschaften (Titel) 154

(Fortsetzung des Inhalts nächste Umschlagseite)

bSke

14$,

145

146

147

152

153

154

145

Go gle

Original f
JNIVERSITYOF

Seite

PHILIPP: Solle (Titel) . 154

SCHULZ, P.: Die Diatomeen Üora glazialer und postglazialer Tone (Titel) 154
EITEL, W. . Neuere Anschauungen petrologischer Probleme auf

Grund synthetischer Versuche . 154, 170

WYSS, TH.: Die statischen Probleme der Gebirgsbildung. (Mit

ORTMANN: Mikroskleren der Kreidespongien (Titel) . 155

SOLGER: Die Geologie als Grundlage der Heimatkunde (Titel) . . 155

MOLDBNHAUER: Die ingenieurgeologische Baugrundkarte Danzigs

(Titel) . 156

BERTRAM: Die geologische Umbildung des Weichseldeltas infolge

menschlichen Eingriffs (Titel) . 156

HOLSTEIN: Das Profil durch das Weichseldelta parallel zur

Weichsel (Titel) . 156

FREUDENREICH: Die Entstehung der Halbinsel Heia (Titel) . . 156

buefliche Mitteilungen :

V. BÜLOW, KURD: Zur Moornomenklatur . 189

MOOS A.: Neue Nautilus-Schnäbel aus dem Degger und Malm

Sc Y Habens. (Mit 2 Textfiguren) . 192

PETR. .SCHECK, W. und BERTA WILSER: Studien zur Geo-

che nie des Inkohlungsprozesses. (Mit 5 Textfiguren) . 200

WENZ . W.: Tertiäre Verwitterungsrinden im Mainzer Becken. (Mit

3 " extfiguren) . 21 5

WOLFF, W.. Zur Abwehr . 223

Rechnungsabschluß . 224

Deutsche Geologische Gesellschaft.

Vorsitzender:

Stellvertretende

Vorsitzende:

Schatzmeister:

Archivar:

Vorstand für das Jahr 1925

Herr Krusch Schriftführer: Herr BAktlinq

„ POMPECK J ,, SOLGER

„ BROiLi-München „ Mestwerdt

„ Picaed „ Rimann- Dresden

„ Dienst

Beirat für das Jahr 1925

Die Herren: ANDRiiE-Königsberg i. Pr., Buxtorf- Basel, CLOOs-Breslau, Erdmasn.s-
DÖRFFER-Hannover, Faura i Sans- Barcelona, FLiEGEL-Berlin, Pe i RASCHECK-Leobeu,
ScHUMANN-Grube Jlse, N.-L., STREMME-Danzig, Suess-Wien, WEONER-Münster

- □

Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende
Adressen benutzen:

1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an
Herrn Bergrat Prof. Dr. Bartling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128.

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Bergrat
Prof. Dr. Mestwerd t, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

4. Sonstiger Briefwechsel an den Vorstand der Deutschen Geo¬
logischen Gesellschaft, Berlin N 4, Invalidenstr. 44

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard
Berlin N4, Invalidenstr. 44, mnzusenden.

Go gle

Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft

B. Monatsberichte.

Nr. 8-10.

1924.

Protokoll der Hauptversammlung am 31. Juli
und 1. August 1924 in Königsberg i. Pr. und
am 4. und 5. August 1924 in Danzig.

Sitzung am 31. Juli 1924 in der Aulader

Albertus-Universität in Königsberg.

Herr Andrüe eröffnet als Geschäftsführer um 930 Uhr
die Sitzung mit einer Begrüßung der Gäste. Zur Begrüßung
der Gesellschaft sind der Rektor der Universität, ein Ver¬
treter des Oberpräsidenten und der Oberbürgermeister der
Stadt Königsberg erschienen. Auf die Begrüßungsreden
des Geschäftsführers und der beiden erstgenannten erwidert
als Vorsitzender der Gesellschaft Herr Keusch. Zum Vor¬
sitzenden der wissenschaftlichen Sitzung am 31. Juli wird
Herr Andr^e, für die am 1. August Herr Dannenberg ge¬
wählt. Zu Schriftführern werden die Herren Errulat,
Hollstein und Pietzsch ernannt und mit der Rechnungs¬
prüfung die Herren P. G. Krause und Thost beauftragt.

Herr Andrer übernimmt den Vorsitz. Nach kurzen
geschäftlichen Mitteilungen des Vorsitzenden spricht Herr
FISCHER - München über: „Die Bildungsbedingungen des
Dolomit» im fränkischen Keuper“.

In der Diskussion sprechen Herr Kraus und der Vor¬
tragende.

Es folgt der Vortrag des Herrn PRATJE über: „Alte
und jnnge Sedimente am Grunde der Nordsee“1). Zu dem
Vortrag sprechen Herr Krusch und Herr Andrer.

i) Siehe S. 160.

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146

Nach einer Pause von 15 Minuten legt Herr KUHSE
„eine Bodenkarte 1:3000 ans dem Danziger Werder“
vor und macht „Sedimentpetrographische Mitteilungen
ans dem Weichseldelta“.

An der Aussprache beteiligen sich Herr Keusch und
der Vortragende.

Herr KRAUS spricht über: „Die Tektonik des ost-
prenßischen Quartärs“2).

In der Diskussion sprechen die Herren Andere, Hess
von Wichdobff, Loe8cher, Keusch, Errulat und der Vor¬
tragende.

Darauf wurde die Sitzung um 12i5 Uhr geschlossen,
v. w. o.

Andere. Pietzsch. Hollsteix. Errulat.

Am Abend des 31. Juli fand auf Einladung der Stadt
Königsberg i. Pr. in den Raumen des Tiergartens eine
gesellige Zusammenkunft statt. Bei dieser Gelegenheit be¬
grüßte der Herr Oberbürgermeister die Gesellschaft auf
das herzlichste in der Stadt. Der Vorsitzende Herr Keusch
erwiderte im Namen der Gesellschaft mit den Worten des
besten Dankes für die überaus gastfreundliche Aufnahme
seitens der Stadt und ihrer Bürger.

Protokoll der wissenschaftlichen Sitzung am
1. A u g u 8 1 1924 in der Aula der Albert us-Uni-

v e r 8 i t ä t.

Vorsitzender: Herr Dannenberg.

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung um 920 Uhr,
macht einige kurze geschäftliche Mitteilungen und erteilt
Herrn MEZ - Königsberg das Wort zu seinem Vortrag über:
„Das sero-diagnostische System des Pflanzenreichs“. Herr

>) Siehe S. 165.

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147

ZIEGENSPECK - Königsberg spricht: „Über den Serolo¬
gischen Stammbaum und die Phyto paläontologie“.

An der Aussprache über beide Vorträge beteiligen sich
die Herren Gams, Gothan und Ziegenspece.

Hierauf wird die wissenschaftliche Sitzung unterbrochen
und es folgt die:

Geschäftliche Sitzung am 1. August 1924.

Vorsitzender: Herr Kbusch.

Der Vorsitzende macht folgende Ausführungen:

Die satzungsgemäße Wahl des Vorstandes und Beirates
fiel im vorigen Dezember aus, weil der Schatzmeister
die für die Wahl erforderlichen Geldmittel nicht zur Ver¬
fügung stellen konnte. Die Schwierigkeiten sind damals
den Mitgliedern mitgeteilt worden. Diese wurden auch
davon in Kenntnis gesetzt, daß der neue Vorstand kurzer¬
hand durch den alten eingesetzt werden sollte, ohne daß
eine Wahl stattfand.

Der damalige Vorstand der Deutschen Geologischen
Gesellschaft war sich durchaus darüber klar, daß dieses
Verfahren nicht der Satzung entsprach. Die Not der Zeit
zwang aber, sich über alle Hindernisse hinwegzusetzen.

Nur ein Mitglied, Herr Oppenheim hat schriftlich
gegen dieses Verfahren Einwendungen erhoben, allerdings
mit dem Zusatz, daß er ihnen keine Folge zu geben beab¬
sichtige. Es ist deshalb Pflicht des jetzigen Vorstandes,
die Verhältnisse der Hauptversammlung klarzulegen, ihr
von den Ausführungen des Herrn Oppenheim Kenntnis
zu geben und um nachträgliche Genehmigung der nicht
satzungsgemäßen Wahl zu bitten.

Da sich kein Widerspruch in der Versammlung gegen
das Vorgehen des früheren Vorstandes erhebt, gilt der
jetzige damit von der Hauptversammlung ausdrücklich trotz
seiner satzungswidrigen Einsetzung als ordnungsmäßig an¬
erkannt.

Zu Ehren des verstorbenen Mitgliedes Herrn Ober¬
ingenieur Bell- Königsberg erheben sich die Anwesenden.

Als Mitglieder der Gesellschaft werden aufgenommen:

Herr Dr. E. Sobotha in Minden i. Westf., 6. Pr.

Pionier- Batl.

Herr Professor F. Goehr in Glatz, Kath. Gymnasium

10*

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148

Herr Stadtbaumeister Dr. E. Buhr in Salzuflen, Oberer
Gröchtewcg

Herr Studienrat Dr. B. Hoffmann in Königsberg i. Pr.

Der Vorsitzende geht dann auf die Mitglieder zahl der
Gesellschaft ein. Sie betrug am 1. März 1922 1156. Das
Wachstum ergibt sich aus dem nachstehenden von Herrn
Di kn st entworfenen Bilde. Danach hatte die Gesellschaft
im Jahre 1899 296 Mitglieder. Deren Zahl stieg all¬
mählich auf 708 im Jahre 1915. Von hier bis 1920 mit
705 Mitgliedern liegen keine genauen Zahlen vor. Im
Jahre 1920 setzte eine außerordentlich rührige Propaganda
ein, welche bewirkte, daß im Jahre 1921 1062, 1922 1100
und 1923 1225 Mitglieder gezählt wurden. Im Jahre 1924
ist eine geringe Abnahme auf 1123 Mitglieder zu ver¬
zeichnen. Sie beruht darauf, daß viele Mitglied geworden
sind, die nur wrenig Interesse für wissenschaftlich-
geologische Fragen haben und infolgedessen bei erster Ge¬
legenheit wieder austreten. Der Wechsel der Mitglieder
war somit auch in den letzten beiden Jahren sehr rege:
eingetreten sind 212, ausgeschieden durch Tod, Austritt
oder Streichung 250. Die Streichung erfolgte durch den
Vorstand, sobald die be treffenden Mitglieder trotz wieder¬
holter Aufforderung mit der Zahlung ihrer Beiträge längere
Zeit im Rückstand blieben.

Am 1. Januar 1924 betrug die Mitgliederzahl 1123.
Seitdem traten ein 18 und schieden aus 15 Mitglieder,
so daß der jetzige Bestand 1126 beträgt.

Der Archivar verliest darauf den Bericht des am Er¬
scheinen verhinderten Schatzmeisters.

Namens der Kassenprüfer berichtet Herr Thost, daß
die Bücher und Belege geprüft und in Ordnung befunden
wurden, auf seinen Antrag wird dem Vorstand, ins¬
besondere dem Schatzmeister von der Versammlung Ent¬
lastung erteilt.

Satzungsgemäß ist der vorjährige Beitrag von der
Hauptversammlung zu genehmigen. Er betrug 20 810 000
Papiermark und 1,50 Goldmark. Der Vorsitzende teilt so¬
dann mit, daß in diesem Jahre noch ein Ergänzungsbeitrag
von 6 M. zur Deckung der Druckkosten eingezogen worden
muß. Die Versammlung genehmigt die Beitragspolitik des
Vorstandes.

Herr Bartling hat als Schriftleiter der Zeitschrift
folgenden Bericht eingesandt, der zur Verlesung gelangt;

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149

Mehr noch als im Jahre 1922 litt der Druc£ der Zeit¬
schrift unter der fortschreitenden Inflation. Obwohl der
rasch zunehmenden Geldentwertung durch die gleichen
Mittel wie im Vorjahre (Papierankauf, Überweisungen an
die Druckerei) entgegengetreten ist, kam der Druck schließ¬
lich ganz ins Stocken. Die Rückstände konnten aber nach

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Eintreten stabilerer Verhältnisse im wesentlichen aufge¬
arbeitet werden, so daß seit der letzten Hauptversamm¬
lung der Jahrgang 1923 durch Herausgabe eines Heftes
Abhandlungen und der Monatsberichte 5—10 und 11—12
zum Abschluß gebracht wurde. Vom Jahrgang 1924 konnte
wegen der Finanzlage der Gesellschaft bislang nur der
Monatsbericht 1 — 4 ausgegeben werden. Da die reinen
Druckkosten noch rund 60°/»> höher sind als in der Vor¬
kriegszeit, muß der Umfang der Zeitschrift leider noch
stark eingeschränkt bleiben. Eine Besserung im Umfang
und Ausstattung der Zeitschrift wird erst zu erwarten sein,
wenn die Mitgliedsbeiträge der Höhe der Vorkriegszeit an¬
gepaßt und die Druckpreise weiter gesenkt werden können.

Die Schriftleitung sieht sich gezwungen, erneut die
Bitte an alle Autoren zu richten, ihre Manuskripte vor
der Einlieferung so durchzuarbeiten, daß keine Änderungen
während des Druckes mehr notwendig sind und nur die
reinen Setzerfehler verbessert werden müssen. Da die
Zeitschrift in Maschinensatz hergesbellt wird, kommen alle
Korrekturen sehr teuer; sie müssen daher unbedingt ver¬
mieden werden.

Herr Dienst als Archivar berichtet folgendes:

Der Umfang der wertvollen Gesellschaftsbibliothek mag
aus folgenden Zahlen hervorgehen : Es sind vorhanden
420 lfde. m Zeitschriften und etwa 10000 Einzelschriften
und Sonderabdrücke, die, soweit sie gebunden sind, 30
lfde. m Depositorien füllen; der Best wird in 260 Separat¬
kästen aufbewahrt.

Neu oder wieder aufgenommen wurde im letzten Jahre
der Austausch der beiderseitigen Veröffentlichungen mit
folgenden Gesellschaften :

Sociöte Linneenne de Bordeaux,

University of Glasgow,

Norges geologiske Undersökelse in Kristiania,

Lithogaea in Moskau,

Comite geologique in Leningrad,

Service geologique de Pologne in Warschau,

Comite geologique d’Extröme-Orient in Wladiwostok,
Schweizerische Geotechnische Kommission in Zürich.

Wieder eingeleitet wurde der Austausch mit den Geo-
logieal Survey of Canada und dem Australian Museum in
Sydney.

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Die Gesellschaft steht mit 138 Behörden und Gesell¬
schaften im Austausch, noch nicht wieder aufgenommen
ist dieser mit 28 Gesellschaften zumeist im ehemalig feind¬
lichen Ausland..

Das Protokoll über die satzungsgemäße Revision der
Bücherei vom 3. Juni 1924 wurde zu den Akten genommen.

Gegen diese Berichte werden keine Einwendungen er¬
hoben.

Der Vorstand stellt hierauf im Einvernehmen mit dem
Beirat den Antrag, Herrn H o f r a t Tietze in Wien,
den tatkräftigen Organisator und langjährigen verdienst¬
vollen Leiter der Wiener Geologischen Reichsanstalt, zum
Ehrenmitglied der Deutschen Geologischen
Gesellschaft zu ernennen. Der Vorschlag wurde ein¬
stimmig angenommen. Noch während der Tagung in
Königsberg wurde Herrn Tietze das Ehrendiplom über¬
sandt.

Für die nächstjährige Tagung liegt nur die
Einladung des Herrn Wegnbr in Münster in Westf. vor.
Sie wird von der Hauptversammlung einstimmig ange¬
nommen. Zum Geschäftsführer wird Herr Wegnbr
ernannt. Entsprechend einer Anregung des Herrn Hennig-
Tübingen wird der Wunsch vieler Mitglieder zum Ausdruck
gebracht, daß die nächstjährige Tagung nicht vor dem
10. August beginnen soll.

Herr Andere schlägt vor, daß der Vorstand beim
Ministerium für Unterricht, Kunst und Wissenschaft Be¬
urlaubung der im Lehrberuf tätigen Mitglieder für die
Hauptversammlungen beantragt. Zu der Frage des Zeit¬
punktes der Hauptversammlung sprechen die Herren Kamm¬
bad, Dienst und der Vorsitzende.

Ursprünglich sollte im Jahre 1926 überhaupt keine
Tagung stattfinden, da in diesem Jahre der Inter¬
nationale Geologenkongreß zu Madrid tagen
sollte. An diesem Kongreß hat die Deutsche Geologische
Gesellschaft ein ganz besonderes Interesse. Sie hat früher
gegen die Zählung des Kongresses in Brüssel (XIII) pro¬
testiert, weil die Deutschen von diesem Kongreß ausge¬
schlossen waren. Es dürfte viele unserer Mitglieder
interessieren, daß infolge des Ausschlusses Schweden, Nor¬
wegen und Holland keine Delegierten ihrer Regierung ent¬
sandt hatten. Für die Deutschen existiert also der Kongreß
in Belgien nicht.

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152

Der Vorsitzende hatte sich aus diesem Grunde an
Herrn Professor Fabrega in Madrid gewandt und ihn um
Vermittlung gebeten, daß diesem Wunsche der Deutschen
in Madrid bei der Zählung des neuen Kongresses Ausdruck
gegeben werden möchte. Herr Kbusch schlug vor, von
Madrid an überhaupt die Nummern wegzulassen, die an
und für sich überflüssig wären; denn viele kennen wohl
die Orte früherer Tagungen, aber nicht die Kongreß¬
nummern. Man spricht z. B. vom Kongreß in Barcelona,
ohne hinzuzusetzen, daß dieser der erste war. Und ebenso
gut könnte man von dem Kongreß in Madrid usw. (ohne
Nummer) reden. Herr Fabrega mußte leider antworten,
daß sich der König von Spanien für die Angelegenheit
persönlich interessiert und in allerhöchsten Erlässen schon
die Nummer XIV gebraucht habe. Zugleich teilte Herr
Fabrega mit, daß der internationale Kongreß in Madrid
nicht 1925 stattfinden könne, da er mit dem Internationalen
Geographenkongreß in Kairo — von dem die Deutschen
übrigens auch ausgeschlossen sind — kollidieren würde,
und da das Geologische Institut, in welchem der Kongreß
wohl tagen soll, noch nicht fertig sei. Aus diesen Grün¬
den stelle sich eine Verschiebung des Kongresses um 1 Jahr
als notwendig heraus. Die Deutsche Geologische Gesell¬
schaft muß sich also Mühe geben, die Zwischenzeit zu
benutzen, um die den Deutschen in Brüssel widerfahrene
Schmach in irgendeiner Weise wettzumachen.

An das um die Geologie Ostpreußens hochverdiente
Ehrenmitglied Herrn Jentzsch wird ein Begrüßungs¬
telegramm gesandt.

Darauf wurde die geschäftliche Sitzung geschlossen
v. w. o.

Kursen Pietzsch Errui.at Holi.stein

Protokoll der zweiten wissenschaftlichen
Sitzung am 1. August 1924.

Vorsitzender: Herr Dannenberg

Der Vorsitzende eröffnet die Sitzung wieder und er¬
teilt Herrn HESS VON WICHDORFF das Wort zu seinem
Vortrag über: „Nehrungsbildungen an ostpreußischen

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Seen und die Bedeutung der Binnenseenehruiig für das
N ehrungsprob lern“.

Herr ERRÜLAT spricht über: „Die Beziehungen
zwischen den erdmagnetischcn Störungen und den di¬
luvialgeologischen Verhältnissen in Ostpreußen“.

Der Vorsitzende schließt die Sitzung um 1215 Uhr.
v. w. o.

Dannenberg. Pietzsch. Errulat. Hollstein.

Protokoll der Sitzung am 4. August 1924 im
Hörsaal 101 der Technischen Hochschule in
Danzig-Langfuhr.

Beginn 830 Uhr.

Herr Stremme eröffnet als Geschäftsführer die Sitzung
und begrüßt die Anwesenden. Im Namen der Technischen
Hochschule und der Stadt heißt der Rektor der Tech¬
nischen Hochschule die Erschienenen willkommen. Der
Vorsitzende Herr Krusch dankt im Namen der Gesell¬
schaft für die Begrüßungsworte und macht einige geschäft¬
liche Mitteilungen.

Zum Vorsitzenden für die Sitzung am 4. August wird
Herr Stremme, für den 5. August Herr Jaekel gewählt.

Herr Stremme übernimmt den Vorsitz und macht einige
Vorbemerkungen für die Exkursionen ,in die Umgebung
von Danzig.

Herr JAEKEL spricht über: „Die Tektonik und
Gliederung des Diluviums in Rügen“.

An der Aussprache beteiligen sich die Herren Wolfe,
Kraus, Kraft, Krusch, Philipp und der Vortragende.

Herr VON KLEBELSBERG spricht über: „Alpine
Quartärgeologie“1). Zu diesem Vortrag spricht Herr
Philipp.

l) Der Vortrag erscheint im Monatsbericht 11/12.

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An der Diskussion beteiligen sich die Herren Jaekel,
Kraus, Wolff, Woldstedt und der Vortragende.

Herr PHILIPP spricht über: „85 Ile“. Dazu sprechen
die Herren Krause, Kraus, Jaekel, Wolff, Gams, Troll
und der Vortragende.

Herr P. SCHULZ spricht über: „Die Diatomeenflora
glazialer und postglazialer Tone“. In der Diskussion
sprechen die Herren Gams und der Vortragende.

Schluß der Sitzung 12*° Uhr.

v. w. o.

Stremme. Errulat. Hollstein. Pietzsch.

Der Senat der Freien Stadt hatte abends zu einem
Empfang im Artushof geladen, an dem neben zahlreichen
Gästen die in Danzig anwesenden Mitglieder der Gesell¬
schaft vollständig teilnahmen.

Nach einem Vortrage des Archivdirektors der Stadt
Danzig über die staatsrechtliche Stellung der Stadt im
Laufe der Jahrhunderte und nach treudeutschen Be¬
grüßungsworten des Präsidenten Dr. Sahm gaben die

Herren Krusch und Jaekel dem Dank Ausdruck, den
die Gesellschaft, für den überaus herzlichen Empfang in
der Freien Stadt und bei ihren Bürgern empfindet.

Protokoll der- Sitzung am 5. August 1924 i m
H ö r s a a 1 101 der Technischen Hochschule in
Danzig -Langfuhr.

Beginn 830 Uhr.

Herr Dannenberg eröffnet die Sitzung und übergibt
den Vorsitz an Herrn Jaekel.

Dieser erteilt Herrn EITEL das Wort zu seinem Vor¬
trag über: „Neuere Anschauungen petrologischer Pro¬
bleme auf Grund synthetischer Versuche“1).

0 Siehe 8. 170.

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155 —

An der Aussprache beteiligen sich die Herren Jaekel,
Keusch, Kraus und der Vortragende.

Herr WYHS spricht über: „Die statischen Probleme
der Gebirgsbildung“*).

An der Diskussion beteiligen sich die Herren Lorentz,
Errulat, Soloer, Jaekel und der Vortragende.

Herr ORTMANN spricht über: „Mikroskleren der
Kreidespongien“. Dazu sprechen die Herren Jaekel und
der Vortragende.

Der Vorsitzende gibt bekannt, daß der Gesellschaft
als Mitglied beizutreten wünschen:

Herr Oberbaurat Hermann Bertram in Danzig, Fahre n-
heitstr. 4;

Herr cand. rer. nat. Otto Bock in Danzig, Peters¬
hagen 1/2;

Herr cand. ing. Herm. von Bbaunmühl in Neurode,
Schlesien;

Das Mineralogisch - Geologische Institut der Tech¬
nischen Hochschule in Danzig-Langfuhr;

Herr Regierungsbaumeister Freudenreich in Danzig-
Langfuhr, Brunshofweg 1;

Herr Dr. Erich Moldenhauer in Gleiwitz O.-S.;

Herr Sanitätsrat Dr. Paul Ortmann in Danzig, Jopen-
gasse;

Fräulein Oberlehrerin Anna Rathgen in Hamburg;

Herr Mittelschuloberlehrer Paul Schulz in Danzig,
Schichaugasse 22;

Herr Privatdozent Dr. Theophil Wyhs in Danzig-
Langfuhr;

Herr Professor Dr. Ferdinand Zunker in Breslau 16,
Hansastr. 25.

Die Vorgeschlagenen werden auf genommen.

Nach einer kurzen Pause macht Herr Wegner Mit¬
teilungen über die nächstjährige Hauptversammlung in
Münster i. W. und über die geplanten Exkursionen, sowie
Herr Jaekel über die Versammlung der Paläonto logischen
Gesellschaft.

Herr SOLGER spricht über: „Die Geologie als Grund¬
lage der Heimatkunde“. Dazu äußert sich der Vorsitzende.

*) Siehe S. 172.

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Es folgt der Vortrag des Herrn MOLDENHAUER
über: „Die ingenieurgeologische Bangrundkarte Dan¬
zigs".

An der Aussprache nehmen teil die Herren Philipp,
Stremme und der Vorsitzende.

Hierauf trägt Herr BERTRAM vor über: „Die geo¬
logische Umbildung des Weichseldeltas infolge mensch¬
lichen Eingriffes".

An der Diskussion beteiligen sich die Herren Jaekel,
Gerlach, Wolff, Kraus und der Vortragende.

Herr HOLLSTEIN bespricht im Anschluß hieran: „Das
Profil durch das Weichseldelta parallel zur Weichsel".

Schließlich behandelt Herr FREUDENREICH: „Die
Entstehung der Halbinsel Heia". Dazu sprechen Herr
Jaekel und der Vortragende.

Nach einigen geschäftlichen Mitteilungen der Herren
Kraus und Stremme schließt der Vorsitzende um 1 Uhr
die Sitzung.

v. w. o.

Jaekel. Pietzsch Hollstein Errulat

Vorträge.

Alte und junge Sedimente am Grunde
der Nordsee.

(Vortrag, gehalten auf der Hauptversammlung der Deutschen
Geologischen Gesellschaft in Königsberg am 31. Juli 1924.)

Von Herrn Otto Pratje, Königsberg i. Pr.

Die Bedeutung der gründlichen Erforschung unserer
heimischen Meere und ihrer kartographischen Aufnahme
vom Geologen ist schon wiederholt gewürdigt worden. Ich
erinnere da nur an die Denkschrift von Wolff, an den
Aufsatz von Munthe und an den entsprechenden Abschnitt
von Andere in seiner „Geologie des Meeresbodens". In

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157

dieser neuesten Zusammenstellung muß der Verfasser fest¬
stellen, daß die bisherigen Ergebnisse leider ohne syste¬
matisches Vorgehen gewonnen wurden und deshalb Einzel-
ergebnissc bleiben mußten, bei denen der Gesamtüberblick
fehlt. Es hat seinen Grund in der Schwierigkeit der Ge¬
winnung der Grundproben in mehrfacher Beziehung. Ein¬
mal sind sie alle, mit Ausnahme der bei Ebbe trocken
fallenden Teile des Watts, dauernd durch eine Wasserhülle
verdeckt, und man muß zur Untersuchung die ganze Zeit
ein Fahrzeug haben, das Geld kostet. Weiter kann man
die Proben nicht mit Spaten, Handbohrer oder Hammer
grew innen, sondern man braucht kompliziertere Apparate,
von denen der einfachste, die Dretsche, nicht einwandfrei
genug ist und die guten, die einem Greifbagger oder einem
abgeänderten, schweren Tiefseelot entsprechen, wieder ziem¬
lich teuer und schwer zu handhaben sind. Nicht selten sind
auch Verluste zu verzeichnen, denn ein einmal verlorener
Apparat ist kaum jemals wieder zu heben. Der Bearbeiter
muß auch große Zeitverluste mit in Kauf nehmen, weil
er völlig vom Wetter abhängig ist; eine längere Schlecht¬
wetterperiode verurteilt ihn zur Unterbrechung der „Ge-
lämle“arbeiten, und oft steht noch tagelang hinterher eine
derartige Dünung draußen, daß kein Arbeitswetter ist.

Da Bodenschätze nicht zu heben waren und in erster
Linie nur die theoretische Geologie Interesse an de»
systematischen Untersuchungen hatte, fehlte das Geld. Erst
in allerneuester Zeit ist ein Fortschritt zu verzeichnen,
weil andere Zweige der Wissenschaft und verschiedene Be¬
hörden die Bedeutung dieser Untersuchung für ihre Zwecke
erkannt haben und sie nun unterstützen. Wir arbeiten zu¬
sammen mit der Biologischen Anstalt auf Helgoland und
mit der Marine, Herrn Marine- Oberbaurat Kur geii, ferner
mit den Wasserbauämtern der Küste nstaaten. Leider aber
legt diesen Behörden ihr Haushaltsplan gegenwärtig noch
starke Fesseln auf, und so bleibt noch manche finanzielle
Schwierigkeit zu überwinden. Zunächst haben wir mit der
Untersuchung der Deutschen Bucht begonnen und wollen
später unsere Grenzen weiter ziehen. Uns kommt es in
erster Linie auf die Sedimente selber an; auf dem paiäonto-
logisch- vergleichendem Gebiete liegt bereits eine Arbeit von
Weigei.t und eine Reihe von Aufsätzen von Richte» vor,
der seine Beobachtungen noch fortsetzt.

* tte Untersuchungen sind noch nicht abgeschlossen, doch
sind einige Ergebnisse schon erzielt und bieten vielleicht

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— 158 —

dieses oder jenes Bemerkenswerte für die Geologie. Ich
bitte, diesen Bericht nur als eine Art vorläufige Mitteilung
aufzufassen; denn zu abschließenden Ergebnissen sind noch
viel mehr Proben zu untersuchen, müssen die Strömungen
besonders auch am Grunde bekannt sein — ein sehr
schwieriges Kapitel, weil Ebbe- und Flutstrom weder die
gleiche Richtung noch die gleiche Stärke haben und außer¬
dem die Winde sehr modifizierend wirken. Schließlich ist
die Senkung des Nordseegrundes und der Küsten eine für
die Beurteilung der Sedimente überaus wichtige Erscheinung,
die hier nur ganz kurz gestreift werden kann.

Die Nordsee hat als Meer bereits im Tertiär zeitweise
in größerer Ausdehnung als heute bestanden und nur im
spätesten Tertiär und vorübergehend im Diluvium wurde die
Sedimentation durch Trockenlegungen bzw. durch Eis¬
bedeckung unterbrochen, wenigstens in ihrem südlichen Teil,
der uns heute allein interessiert. Seitdem konnten sich
die Absätze ungehindert bilden. Da ferner die Nordsee ein
Meeresteil ist, in den bedeutende Ströme große Mengen
Detritus bringen, so könnte man bei der beschränkten Große
eine kräftige und rasche Sedimentation erwarten. Unter
ganz besonderen Verhältnissen können auch recht beträcht¬
liche Zahlen erreicht werden; so ist im neuen Amerika¬
hafen von Cuxhaven in einem Jahre 3 m Schlick abgesetzt
worden. Handelte es sich hier auch um ein künstliches
Becken, das als Schlickfänger funktionierte, so werden doch
immerhin die Teile der Küste, wo Landgewinnung möglich
ist, um 30 cm jährlich aufgeschlickt. Demnach sollte maD
annehmen, daß wir nur jüngere und jüngste Sedimente am
Grunde der Nordsee finden werden.

Glücklicherweise verrät uns die Nordsee noch manches
über ihren älteren Untergrund, wenn auch die Fort¬
setzung des skandinavischen Gebirges bisher noch
nirgends beobachtet wurde, die Gümbel in den Bereich
der Möglichkeiten zog, um die Zusammensetzung der Nord¬
seesande zu erklären, die durch ihre Mineralien auf glazialen
Ursprung oder eben auf eine entsprechende untermeerische
Fortsetzung und Zerstörung des nordischen Gebirges hin-
deutete.

Paläozoische Gesteine sind uns von der englischen Ost¬
küste bekannt, wo Karbonschichten ausstreichen und Kohlen
gedretscht werden können. Mit den Karbonresten muß man
jedoch vorsichtig sein, denn die Dampfer werfen die un¬
verbrennbaren Reste über Bord, und so findet man auf den

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belebteren Dampferstraßen in jedem Schleppnetz, wenn es
herauf kommt, Karbonversteinerungen neben Schlacken.

Aus dem Mesozoikum werden die Nachweise einwand¬
freier; kommt doch in Helgoland ein mesozoischer Horst
bis über die Wasseroberfläche empor und beherrscht auch
die nächste Umgebung am Grunde. Buntsandsteinfelsen fast
ohne jegliche Bedeckung umgeben die Insel bis zu über 10 m
Tiefe, und die tonigen Rötschichten sind nur durch eine
dünne Geröllage im Nord- und Südhafen verdeckt. Der
Muschelkalk steht etwas weiter östlich an und bildet mit
seinen harten, unteren Bänken, die dabei etwas über ihre
Umgebung emporragen und doch vielfach! 6 bis 7 m Wasser
bei Springebbe über sich haben, unmittelbar den Meeres¬
grund. Auch die weicheren, tonigen und gipsführenden
Schichten des mittleren Muschelkalkes haben in 16 m Tiefe
in normalen Zeiten nur eine so geringe Sandbedeckung, so
daß sie nach günstig gerichteten Stürmen völlig freigelegt
werden, wobei die Gipse eine stark angelöste Oberfläche
zeigen.

Unsicher wird die Kenntnis vom Anstehenden beim
Jura, von dem hier und dort Gerolle am Strande liegen,
die aber aus Geschieben herrühren können oder, wie an
der englischen Küste, durch die Brandung vom Ufer los¬
gerissen werden. Die Untersuchungen Borleys haben jedoch
Jurafossilien und Jet (Gagat) in einer verhältnismäßig
großen Entfernung vom Ufer festgestellt, die dort wohl
aus anstehendem Material stammen, zumal es sich mit dem
Schichtenverlauf gut vereinbaren läßt.

Die anstehende Kreide bildet mit Sicherheit den Meeres¬
boden ringförmig um Helgolands ältere Gesteine herum und
ist mehr oder weniger ohne jüngere Sedimente bis zu Tiefen
von über 20 m nachgewiesen. Ob noch mehr anstehende
Kreidehorste in der Nordsee vorhanden sind, wie etwa
das Vorkommen von Warstede bei Stade und von Itzehoe,
ist noch nicht bewiesen, aber wahrscheinlich. Auf dem Stein¬
grund nordöstlich von Helgoland liegen auffallend viele,
zum Teil recht große, häufig fladenförmige Feuersteine,
die nicht gut einzeln in dem Geschiebemergel gesteckt haben
können, sondern zum mindesten einer Scholle angehört
haben müssen.

Die Stücke aus den jüngeren Zonen sind häufiger; so
kennen wir aus dem Tertiär drei oder vier verschiedene
Funde von der Doggerbank, die vielleicht auf Anstehendes
deuten; die Engländer berichten davon. Weiter ist vor der

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160

Themsemündung außerhalb Harwich ein Tonlager fest¬
gestellt, das aus anstehendem London ton besteht und so
gut wie keine jüngere Bedeckung trägt. Auf der Düne von
Helgoland wurde eine Limonitkonkretion, wie sie in den
Glimmersanden des Morsumkliffs Vorkommen, gefunden. Das
Stück liegt in Hamburg und ist durchaus typisch. Ein
Verbreiten durch das Meer ist nicht gut möglich, so daß
entweder ein Verfrachten durch das Eis oder ein Auswaschen
vom Meeresgründe in Frage kommt. Mit letzterem würde
gut übereinstimmen, daß dicht östlich der Düne mit den
neuen Greifern Glimmertono heraufgeholt worden sind, die
leider keine Fossilien lieferten, jedoch mit ihrer braunen
Farbe an Miocän erinnern, vielleicht aber auch diluvial sind.
Weiter liegen auf der Helgoländer Düne häufig Feuer¬
steine mit grünen Krusten, wie sie im Eocän Vorkommen.
Auch das deutet auf freiliegendes Tertiär, das ausgewaschen
wird. Vom Plioeän ragen mehr oder minder unbedeckte
Teile vor der Ostküste Englands aus den jüngsten Sedimenten
hervor, die Cragfossilien belegen es einwandfrei. Auch die
Forestbeds von Cromer gehören hierher, von denen Teile
unter dem Meere Hegen.

Wie es nach dem Aufbau Norddeutschlands und der
übrigen Küstenländer zu erwarten ist, hat das Diluvium
bedeutenden Anteil an den älteren Nordseesedimenten, und
zwar ist es hauptsächlich der Geschiebemergel. Er ist vor
der englischen Küste vor Southwold und in der Deutschen
Bucht beobachtet worden. Auf dem bereits erwähnten Stein¬
grund konnte er mit dem großen Greifer der Marine von
Obermarinebaurat Krügeb heraufgeholt werden. Der Stein¬
grund hat seinen Namen nach den vielfach Überkopf großen
Geschieben, die dort angehäuft. sind und teilweise aus
nordischen Eruptivgesteinen und Gneisen, aber auch aus
großen Feuersteinen bestehen. Ob meine frühere Ansicht,
daß es sich beim Steingrund um eine oberflächlich ausge¬
waschene Endmoräne handelt, oder ob wir nicht vielmehr
einen Tertiär- und Kreidehorst darin zu sehen haben, vermag
ich noch nicht zu entscheiden; weitere Untersuchungen
werden uns hoffentlich Klarheit bringen.

Neben den durch die Geste insfazics charakterisierten
Resten der Eiszeit finden wir am Grunde der Nordsee auch
einzeln die diluvialen Leitformen. So sind von der Dogger¬
bank eine große Zahl von Säugerknochen mitgebracht,
besonders in jener Zeit, als die Grundnetzfischerei
begann. Heute sind sie weniger häufig, weil sie natur-

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161

gemäß nur langsam ausgewaschen werden und der auf¬
bereitete Vorrat erschöpft ist. Fast die gesamte Großtier¬
fauna konnte bestimmt werden: Mammuth, wollhaariges Nas¬
horn, Bison priscusf Bos primigenius, irischer Riesenhirsch,
Renntier, Hyäne, Wolf, Biber, Bar, Pferd, Walroß und
andere. Jedenfalls ist es eine zu große Zahl, um dorthin
durch Strömungen verschleppt zu sein, und sie ist gleich¬
zeitig ein Beweis für die einst höhere Lage dieses Gebietes.
Ein weither Beweis liegt in dem Vorkommen des untermeeri-
schen Torfes, des „Moorlogs“ der Fischer, der „submerged
Forests“ der Engländer, die sowohl an der englischen (nicht
aber schottischen) Küste als besonders auf der Doggerbank
zu finden sind, wo sie bis zu 24 m unter der Oberfläche
liegen. Die den Küsten vorgelagerten Moore enthalten
Betula alba , Ainus glutinosa und zahlreiche andere Pflanzen,
die heute noch auf dem englischen Boden Vorkommen. Auf
der Doggerbank wird ein einst etwas kälteres Klima durch
Betula nana angezeigt. Das Auffällige bei der Doggerbank
ist weiter, daß der Moorlog auf einem dunkelgefärbten Ton
liegt, der stellenweise reich an marinen Schalenresten ist,
wie Litorina rudis , Cardium edule , Paladestriad stagnales.
Es müssen hier also wiederholte Höhenverschiebungen von
vielleicht nur geringem Ausmaß vorgekommen sein. Der¬
artige Moore kennen wir auch aus der Deutschen Bucht,
wo sie an verschiedenen Stellen festgestellt werden konnten
und wo weiteres Material gesammelt wird. An den deut¬
schen Küsten heißt der angeschwemmte Torf Meertorf, der
manchmal vom Abbruch der Küste herrührt, zum Teil aber
bestimmt am Meeresboden ansteht. Der „Tuul“, eine ent¬
sprechende Bildung vor und auf Sylt wird von einigen
Autoren noch ins Pliocän gestellt. Auf Helgoland haben
wir eine weitere Bezeichnung: „Töck“, das ist ein Torflager
im Nordhafen in 6 bis 8 m Tiefe mit Resten von Caprinus
betulusy Quere us, Ainus , Acer campestris , Pinus und
anderen. Daneben lagert ein kalkhaltiger Mergel mit zahl¬
reichen nicht marinen Schnecken, der an den ostpreußischen
Haffmergel bzw. an Seekreide erinnert. Dies sind nach den
Schnecken postglaziale Bildungen, die aber doch noch zu den
älteren Ablagerungen gehören.

Anschließend sind auch die Reste von Tapes aureus
var. eemiensis zu erwähnen, über die Wolff in dieser Zeit¬
schrift berichtet hat und deren Fundorte ich durch Hinzu¬
fügen von Wangeroog vermehren kann. Die Tapes-Schichten
sind auf Texei sicher anstehend bekannt, werden auch sonst

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bei den friesischen Inseln untermeerisch angeschnitten sein,
wie sicher im Vortrapptief an der Südspitze von Sylt, und
werfen die Eemlcitform an den Strand.

Damit wollen wir die Übersicht über die älteren Sedi¬
mente abschließen, denn die alluvialen Absätze bilden eine
Gruppe für sich. Leider ist es bisher noch nicht geglückt,
ein Kriterium für das Alter der verschiedenen alluvialen
Absätze zu finden, die Diatomeen versagen nach den Unter¬
suchungen von Bhockmenn leider. Ebenso reichende Fora¬
miniferen nicht aus, und der Kalkgehalt kann nicht, wie bei
den Marschen herangezogen werden. Überhaupt ist zu be¬
rücksichtigen, daß wir nie wissen, ob wir unberührten Boden
herauf bringen. In der Nordsee fischen 2000 Fischdampfer
mit Grundnetzen, deren Scherbretter den Boden oft 20 cm
oder mehr auf pflügen. Also Älteres und Jüngeres wird
gemischt. Wenn wir erst unsere Stechlote derartig vervoll¬
kommnet haben, daß wir auch in der sandigen Nordsee
i/2 bis 1 m senkrecht herausstanzen können, werden wir
vielleicht eher die Altersunterschiede festlegen können.
Heute zeigen uns die kürzeren Stanzen bei Schlicken oben
eine deutliche Oxydationsschicht von 1 bis 2 cm, die mehr
oder minder scharf in die untere blau-graue Partie übergeht,
die ihre Farbo teils der organischen Substanz, dann aber
auch dem Einfach-Schwefeleisen verdankt. Dieses ist in
feinster Verteilung als dunkle Körnchen vorhanden, so daß
es so stark färbend wirken kann, ohne bedeutenden Anteil
in Gewichtsprozenten zu haben, denn die Analysen ergeben
immer nur Spuren bis 0,5, selten 1% Schwefelsäure.

Was sind überhaupt die Nordseeschlicke? Wenn sie
herauf kommen, erscheinen sie blatrschw'arz und sehr fettig,
schmierig, also sehr tonreich. Das sind sie in der Deutschen
Bucht, w'o sie hauptsächlich in und bei der tiefen Rinne
südlich von Helgoland Vorkommen, keineswegs. Schlämmt
man sie mit irgendeinem Schlämmapparat — ich benutze
den von Kopetzky — , so bekommt man 24 bis 30% ab
schlämmbare Teile unter 0,01 mm, die gemeinhin als Ton
bezeichnet wTerden. Einzelne Wattenschlicke haben höhere
Zahlen bis über 60%, doch sie haben auch besondere Ent¬
stehungsbedingungen. Dieser Gehalt von nur rund 25%.
Feinstem ist schon auffällig gering für eine so schmierige
Masse. Noch auffälliger wird das Ergebnis, wenn man mit
dem ATTERBERGschen Schlämmzylinder weiterteiit. Dann
bleibt nur 2% für das Feinste <0,008 mm. Betrachtet man
die einzelnen Fraktionen unter dem Mikroskop, so erkennt

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man, daß sie überwiegend aus Quarzsand bestehen, dessen
einzelne Körner bald mehr, bald weniger gerundet sind und
in deren Spalten und Vertiefungen stets, trotz langen vor¬
herigen Kochens, noch Tonteilchen sitzen, die sich manch¬
mal auch zu kleinen Körnern zusammenballen. So bleibt
es bis hinunter auf 0,003 mm. Im Feinsten bekommt man
nur mit dem Polarisationsmikroskop Unterschiede, die uns
deutlich zeigen, daß die Masse keineswegs einheitlich ist,
sondern sich aus Tonteilchen und Mineralsplitterchen zu¬
sammensetzt. In der Fraktion 0,006 bis 0,03 mm treten zahl¬
reiche Diatomeen* auf. Nicht nur Mineralkörner und Ton
setzen die Schiicko zusammen, es kommen auch noch
organische Stoffe hinzu. Die Humussubstanzen erreichen
normalerweise 3 bis 6% der lufttrockenen Probe, doch dürfte
hier bereits ein Teil verschwunden sein. Wir werden jetzt
feucht konservierte, vergiftete Proben untersuchen, um ein¬
wandfreiere Zahlen zu bekommen, und diese mit einzelnen
Analysen aus ganz frischem Material vergleichen. Ich
glaube, wir werden zu höheren Ergebnissen kommen, wenn
man sich klar macht, daß große Teile des Grundes in
noch höherem Maße als beim Landboden durch den Magen
von Tieren hindurchgew'andert ist.

Um auf den Tongehalt zurückzukommen, so sahen wdr,
daß keine mechanische Analyse einwandfrei ist, die chemi¬
schen sind es aber ebenso wenig, weil Feldspäte und andere
Mineralien immer mit zersetzt werden. Man wird wohl
nicht sehr fehlgehen, w'enn man für die Schlicke der Deut¬
schen Bucht 5 bis 10% Ton ansetzt. Ihre scheinbare Bindig¬
keit irn feuchten Zustande wird durch die Feinheit aller
Komponenten hervorgerufen; sind doch 75 bis 90% und
mehr unter 0,1 mm. Im trockenen Zustande merkt man
ihnen bald ihren großen Sandgehalt an. Die anderen Eigen¬
schaften mögen heute beiseite bleiben, auch der Kalkgehalt,
der oft 10 bis 15% in Siebproben unter 1 mm erreicht
und hauptsächlich durch die feinst zerriebenen Mollusken -
schalen bedingt wird.

Über die echten Sande, zu denen alle Übergänge hinüber¬
leiten, ist vorläufig nicht viel zu berichten. Mineralogisch
bestehen sie aus den gleichen Komponenten wie die nordi¬
schen Gesteine, welche die Grundmoräne geliefert haben.
Auffallend sind die Unterschiede zwischen braunen und
hellen Sanden. Mikroskopisch zeigt sich, daß die braunen
Farben von feinsten Limonithäutchen auf den Quarzkörnern
herrühren, die oft nur in den Spalten und Vertiefungen

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164

sitzen. Zuweilen tritt auch eine Verkittung, eine primäre
Verkrantung der Körner ein. Mit heißer Salzsäure lassen
sich die braunen Sande bald bleichen. In der Natur scheint
eine dauernde Bewegung den Absatz der Häutchen zu ver¬
hindern, denn dort, wo Sandwanderung herrscht, also längs
der Küsten, östlich der Helgoländer Dune usw., kommt
weißer Sand vor, während außerhalb dieser Gebiete die
braunen Sande vorherrschen.

Eine auffällige Erscheinung sei zum Schluß noch er¬
wähnt. Selbst in der nächsten Nähe von Helgoland, das
aus tonreichem roten Buntsandstein besteht und stark in
Abtragung begriffen ist, finden wir keine roten Schlicke
oder Sande, trotzdem der rote Farbstoff außerordentlich
widerstandsfähig ist. Zwischen den Schichtköpfen der
Brandungsterrasse ist der Sand noch rot, aber etwas weiter
draußen treffen wir schon nichts mehr. Vermutlich ist
die abgespülte Menge im Verhältnis zum Verbreitungsgebiet
doch zu gering — Helgoland ist nur. 0,5 km* groß — , um
in die Erscheinung zu treten.

Überblicken wir noch einmal die stratigraphische Zu¬
sammenstellung, so erkennen wir, daß in unserem Flach¬
meer gar nicht alles ältere durch jüngeres Material zu¬
gedeckt ist, daß es vielmehr Flächen gibt, die selbst in
über 20 m Wassertiefe in Abbruch begriffen sind, und dies
weist wieder darauf hin, daß im Steinbruch das Auskeilen
einer Schicht, daß Schichtzerstörungen und Diskordanzen
nicht unbedingt auf Hebungen und Trockenlegungen hin-
weisen. Weiter zeigen die Beobachtungen, daß Faunen¬
mischungen keineswegs zu den größten Seltenheiten gehören
und einzelne „Nachkömmlinge“ in jüngeren Schichten gar
keine zu sein brauchen, sondern sekundär zum zweiten
Male eingebettet wurden. In den Nordseesedimenten gibt
es gelegentlich Mischungen von rezenten Formen mit solchen,
die kambrisches bis postglaziales Alter haben.

Die Untersuchungen der Sande und Schlicke werden erst
später größere Gesichtspunkte ergeben, doch dürft© ihre
Zusammensetzung schon jetzt von Interesse sein.

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Die Tektonik des ostpreußischen Quartärs1).

(Vortrag, gehalten auf der Hauptversammlung in Königs¬
berg i. Pr. am 4. August 1924.)

Von Herrn E. Kbaus in Königsberg i. Pr.

Nach einem regionalgeologischen Überblick, in dem
die bereits im „Geologischen Führer durch Ostpreußen"2)
auseinandergesetzten Gesichtspunkte betont wurden, konnte
an Hand der wichtigeren Daten über quartärtektonische
Bewegungen der Provinz gezeigt werden, daß die Groß¬
formen von heute in der Hauptsache nichts anderes sind
als das derzeitige Endergebnis wechselvoller junger Boden¬
bewegungen.

Dabei steht als ein Hauptproblem die Entwick¬
lung des Baltischen Höhenrückens voran. Wenn
es keinen subdiluvialen „polnischen Sockel" an seinem
Südrande gibt, wie das die Bohrungen heute dartun, so kann
es sich nicht um den Schuttwall des auf längere Zeit an ihm
gestauten Inlandeisrandes handeln (A. Tornquist)/ zumal
der Höhenrücken ja auch anderwärts fortsetzt, wo ein
Stau noch weniger annehmbar erschien, und zumal
ein Sockel, der im letzten Interglazial längst begraben
gewesen wäre, nicht mehr für einen langen Stillstand
während der letzten Vereisung verantwortlich sein kann.
Außerdem zeigen die Untersuchungen von H. Mortensen
neuerdings3), daß die Eisrandlagen der letzten Vereisung,
die zwar in Ostpreußen annähernd dem Höhenrücken gleich¬
laufen, in Litauen diesen schräg überschneiden. Endlich
ist das Eis nicht nur von Schweden, sondern auch von dem
südöstlichen Finnland nach Ostpreußen gelangt, wie die Ge¬
schiebe beweisen. Wenn aber der Geschiebetransport, wie
im heutigen Inlandeis, fast allein an der Eisbasis erfolgt, so
konnten sich geschiebetransportierende Eisströme nicht über¬
kreuzen; folglich muß das Eis — m. E. aus epiro genetischen
Gründen — einmal, von Schweden abströmend, in Ostpreußen
zwar eine ostwestliche Front, parallel dem Höhenrücken,

*) Kurze Inhaltsangabe; eine größere Arbeit erscheint dem¬
nächst in den Abhandlungen d. Preuß. Geol. Landesanst.

2) Bei Gebr. Bornträger, Berlin 1924.

3) „Beiträge zur Entwicklung der glazialen Morphologie
Litauens“, Geolog. Archiv III, H. 1/2, Königsberg i. Pr., 1924.

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- J66 —

ein andermal aber, von Finnland und dem litauischen Hoch-
Gebiet. herkommend, bei uns nordwest- südöstliche Rand¬
lagen besessen haben. Solche vermissen wir im Höhen¬
rücken ganz; er läßt sich somit mit den Hauptfrontrich-
tungen, die wir fordern müssen, nicht in Einklang bringen.
Exogen allein ist der Baltische Höhenrücken
nicht zu deuten.

Zwei Gruppen von Beobachtungen sind nun imstande
darzutun, daß die i. a. als selbstverständlich gemachte
Grundvoraussetzung der quartären Bodenruhe und weit¬
gehenden Reliefkonstanz durchaus nicht zutrifft, daß sich
aber der aus exogenen Kräften allein nicht verständliche
Höhenrücken durch Quartärtektonik ohne Schwierigkeit er¬
klären läßt, ja daß er durch sie erklärt werden muß. Es
sind die Tatsachen einerseits der Rinnengruppierung, an¬
dererseits der Treppen alter Seeterrassen, die das zeigen.

Die Anordnung der Rinnen in drei recht scharf
von einander trennbaren Gruppen ist sehr deutlich: in
Ostmasuren und im Oberland haben wir i. a. norwest-
südöstliche Rinnenrichtung, der Nordrand dieser Stücke des
Höhenrückens ist, namentlich wenn man dessen teilweise
Verschleierung beim letzten Eisrückzug mit berücksichtigt4),
senkrecht darauf in SW— NO. Dazwischen zeigt West¬
masuren wesentlich nordsüdliche Rinnen und — auch
wieder senkrecht dazu — einen ostwestlichen Nordrand.
Schmelzwasser und Eis, welche diese Skulptur erzeugten,
fließen von oben nach unten; folglich deuten die Rinnen
die Hauptabdachungsrichtung unserer drei Höhenrücken¬
stücke für die Zeit der letzten Vereisung an. Die auf die
Abdachung jeweils senkrechte Nordkante sowie die Schärfe,
mit der die Furehungssysteme aneinander grenzen, legen den
Gedanken nahe, die heutige Form des Großreliefs hinge in
der Weise mit Skulpturen zusammen, daß der Höhenrücken
eine in Einzel schollen zerbrochene und im Norden kräftiger
aufgekippte Platte darstelle.

Stimmt das, so müssen sich — W’enn überhaupt —
zwischen den Teilschollen am ehesten tektonische Störungen
nachweison lassen, denn hier fand dann kräftige Torsion
statt. In der Tat stellen sich auf diesen kritischen Linien
deutliche Störungsbilder ein. Sie sind a. a. O. näher be¬
schrieben4) und brauchen hier nur erwähnt werden: am

4) Kraus, Der Abschmelzungs-Mechanismus des jungdilu¬
vialen Eises im Gebiet des ostpreußischen Mauersees'4, Jahrb.
d. Preuß. Landesanst. f. 1923, S. 238 (44, Berlin 1924).

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Ostrand der Senke des Masurischen Tals (Mauersee — Spir-
dingeee) liegt der Horst von Kutten — Kruglanken — Wid-
minnen, am nordwestlichen Mauersee der Sattel des Blau-
Steiner Rückens, bei Hohenstein auf der Grenzlinie zwischen
Westmasuren und Oberland hat F. Kaunhowkn den Horst
von Orla festgestellt.

Zu bemerken ist dabei, daß die Zeit des Eintritts dieser
kräftigen Bewegungen offenbar jungglazial ist. Subglazial
müssen sich, wenigstens die östlichen Störungen, welche
den Eisrandverlauf noch beeinflußten, und die nördlichen
Randabbrüche, welche Toteismassen isolierten, eingestellt
haben, unter dem Eise des letzten großen Eisvorstoßes,
etwa der „Großen Baltischen Stillstandsphase“ von E.
C« einitz entsprechend, d. i. gleichzeitig oder etwas nach
jenen im saxonischen Bewegungsfeld (Rügen, Mecklenburg
u. a.) erscheinenden baltischen Brüchen. Es existiert
damit auch für den preußischen Anteil des
baltischen Schildes eine jungdiluviale „Bal¬
tische Dislokationsphase“.

Diese Phase unterbricht durch Schollenbildung und
örtliche Heraushebung eine Zeit viel weiträumigerer, gleich¬
mäßigerer Einsenkung; denn wie a. a. O. ausgeführt ist,
hat die sehr gesteigerte Mächtigkeit des Diluviums in der
bis' Warschau und bis Litauen reichenden großen preußisch-
masurischen Senkung des subdiluvialen Untergrundes in einer
solchen diluvialen Eintiefung seinen Grund.

Der zweite Gesichtspunkt, welcher bestimmt zur An¬
erkennung beträchtlicher Bodenbeweglichkeit des Quartärs
führt, und zwar zu gleichem Ergebnis wie die glaziale
Furchung und nachglazial, ist aus der Tatsache hochge¬
legener alter Seeterrassen abzuleiten, für welche
das heutige Relief keine oder nur wenige Gegenufer bietet.
Das Problem der Abdämmung jener postglazialer Seen
ist aus dem jetzigen Relief, also ohne kräftige, junge Niveau¬
änderungen nicht lösbar.

Über 180 m NN hoch sind diese Ufermarken auf der
Höhe des Rückens kartiert worden; der zugehörige See
hätte seine Ufer, das heutige Relief vorausgesetzt, über
400 km weit bis Krakau— Jaroslau, bis nach den Sudeten
ausgedehnt, ja bis in die Nordsee hatte sein Wasser reichen
müssen. Nach Norden dachte man sich die Uferlinie durch
das Inlandeis gezogen, es läßt sich aber zeigen5), daß die

5) E. Kraus, Abh. Pr. La.

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168

Uferlinien nicht mehr mit Eisseen am Eisrande in Zu¬
sammenhang gebracht werden dürfen. Auch der Versuch,
den Wasserstau durch Toteis zu erklären, scheitert
angesichts der Regelmäßigkeit der Eisrandgirlanden, der
viel längeren Zeit, weiche für die Anlage der Brandungs¬
terrassen nötig ist und der ruckartigen Absenkung der
Seespiegel.

Weil keine Klimaänderungen von der hier notwendigen
Zahl und Schärfe des Einsatzes denkbar erscheinen, und
aus den anderen Gründen kann es sich nur um ruck-
artige Bodenbewegungen handeln, weiche das
postglaziale Seengebiet in den im Höhenrücken heute hoch-
liegenden Stücken sukzessive emporwölbten, in den benach¬
barten, tieferen Räumen Unberührt ließen oder es ein-
dellten. So wie schon unter dem Eis ging diese Hebung
auch später wesentlich in Schollenstücken einheitlich i. a.
ohne Sichtbare Einzelverbiegung vor sich. Nur an den
schon vorher aktiv gewesenen Schollenrändern tauchen
bemerkenswerterweise auch jetzt wieder die Flexuren oder
Sprünge auf, z. B. am Kruglankener Horst und namentlich
am Nordrand der „baltischen Platte", wie der Höhen¬
rücken nun auch genannt werden darf. Diese baltische
Platte erweist sich also auch noch für die jungquartare
Zeit, nicht nur subglazial, als ein namentlich am Nordrand,
und zwar ruckartig auftauchendes Erdrindenstück.

Das Problem der ostpreußischen Terrassentreppen war
für den Vortragenden überhaupt Ausgangspunkt zu einem
näheren Studium, da sich sehr bald herausstellte, daß hier
mechanisch, offenbar ganz vergleichbare Verhältnisse vor¬
liegen, wie in dem an sich doch so gänzlich verschiedenen
Molassetrog des Allgäu und weiter anschließender Bereiche
des Alpenrandes6). Hier wie dort ruckartige Bewegungen,
die zu durchaus vergleichbaren Ruckgrößen einer an¬
scheinend in gleicher Art kontinuierlich beanspruchten,
aber nur gelegentlich unter Bruchbildung nachgebenden
Scholle führen. Am Alpenrand jedoch die versinkende
Flußschotterplatte des Vorlandes, auf dem baltischen Schild
das hochsteigende, durch den vorangegangenen Eingriff
einer orogenctischen Phase in seinen Fugen gelöste Schollen -
inosaik. Dort unter ruckartiger Versenkung die rhythmisch

6) E. Kraus, „Sedimentationsrhythmus im Molassetrog des
bayerischen Allgäu“, Abh. d. Naturf. Ges., Danzig, Bd. I, 1923.
über diese Ruck be wegungen trug Verf. 1923 auf der Münchener
Hauptversammlung der D. Geol. Ges. vor.

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- 169 -

regulierte Verschüttung und Häufung eines kilometer-
mächtigen Schichtprofils, hier die Ausgrabung einer Land¬
schaft und Abbildung des Rhythmus in deren Antlitz. —

Damit ist das Prinzip der ostpreußdschen Quartärtek¬
tonik an einem Hauptbeispiel, sind auch einige Wege zu
ihrer Erkennung angedeutet. Einzelheiten und regionale
Angaben enthalten die schon zitierten Arbeiten des Ver¬
fassers. Ais Vorposten und recht vergleichbares Modell
der Baltischen Platte erscheint der Samlandblock mit
seiner schon im Küstenverlauf markierten, harten Bruch¬
ablösung gegen N und W, mit seiner südsüdöstlichen Ab¬
dachung und seiner deutlichen Bruchbildung am Westrand.
Auch ihm fehlt nicht die Terrassen treppe als Zeichen
für den Fortschritt seiner postglazialen Hebung, aber im
älteren Diluvium hatte er nicht Teil an der preußisch-
masurischen Eindellung; sein Diluvium ist viel weniger
mächtig als das im Süden.

Als wohl gerundete Kuppel erhebt sich der ostpreußische
Boden am Frischen Haff zu den Elbinger Höhen,
die sich durch die Aufbiegung des interglazialen Horizonts,
wie durch den Widerstand, den sie dem Eis entgegenstellten,
als jungdiluvialer Hebungsraum verraten, östlich schließt
mit schwächerer Wölbung als weiteres Hebungsfeld der
Stablack an und jenseits der Grenze, im Litauischen, steht
das Plateau von Hochzemaiten als noch größeres Hebungs¬
gebiet. Toteismassen auf früh gehobenen Plateaus, Ab¬
scherungen subglazialer Horste, dabei Großschollenbildung,
Verteilung der Glazialpressungen, der Seeterrassenränder
von heute und( manches andere ergab Hinweise auf die
recht mannigfache Beweglichkeit des quartären Ostpreußen.

Wichtig und dem vergleichenden Tektoniker von Be¬
deutung muß allgemein die Kooperation von endogenem,
„epirogenetischem“ Normalimpuls erstens, von relativ ener¬
gischem und raschem Zugriff einer „orogenetischen“ Be¬
wegungsphase zweitens und von dem isostatischen exogen
zu nennenden Entlastungs-Impuls des abtauenden Eises
drittens erscheinen. Die baltische Dislokationsphase, die
vermutlich mit der Verlagerung der nördlichen Eisscheide
zusammenhängt, hat eine Lockerung der Kruste, damit eine
Beschleunigung und Differenzierung des normalen Wechsels
epirogenetischer Undationen zur Folge. Demgegenüber
spielt die isostatische Belastung und Entlastung keine aus¬
schlaggebende und nur eine sekundäre Rolle. Je nachdem

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170

vermag sie, was hier nicht näher auseinanderzusetzen ist7),
die gleichsinnige, endogene Tendenz etwas zu befördern
oder die ungleichsinnige zu hemmen. Als kräftiger aber
und allein aktiv erwiesen sich für die quartäre Kruste Ost¬
preußens die endogenen Kräfte, sie beherr¬
schen die Gestaltung des Großreliefs und die
exogenen Abläufe. —

Durch die gesamte, mit Meeresresten wo hl bei egte Erd¬
geschichte hin, klopft der Pulsschlag der lebendigen Erde.
Sollte er auf dem Festland, wo die Nachweise schwieriger
sind, nur dann geschlagen haben, wenn etwa marine Über¬
flutung durch Strandlinien oder Profilbildung dies leicht
abzulesen gestattet?

Die neueren Anschauungen auf dem Gebiet
der physikaUsch-chemisehen Petrologie1).

(Vortrag, gehalten auf der Hauptversammlung der Deutschen
Geologischen Gesellschaft in Danzig am 5. August 1924.)

Von Herrn W. Eitel in Königsberg i. Pr.

Durch Anwendung der GißBSschen Phasenregel auf
magmatische Systeme und natürliche Lösungen ist eine neue
exakte Behandlung grundlegender Probleme der Petrographie
möglich geworden. Es wird an dem einfachen Beispiel des
Systems H2 O gezeigt, welche Rückschlüsse in bezug auf
das Verhalten gefrierenden Wassers bei hohen Drucken
sich machen lassen, und wie eine gewisse maximale Spreng¬
wirkung dabei auch im Gestein nicht überschritten werden
kann. An einzelnen ausgewählten Beispielen der experimen¬
tellen Ergebnisse amerikanischer Forscher, insbesondere des
Geophysikalischen Laboratoriums des Carnegie-Instituts in
Washington De. konnte der Vortragende Anwendungen auf
spezielle Fragen der magmatischen Schmelzflüsse und ihres
chemisch-physikalischen Charakters geben. So legte er

7) In einer vergleichenden Tektonik charakteristischer und
wohl durchforschter Räume sollen diese und weitere Grundsätze
d. d. Verf. näher erörtert werden.

*) Eine ausführlichere Mitteilung wird in den Abhandlungen
dieser Zeitschrift erscheinen.

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171

besonderen Nachdruck auf die Darstellung der im natürlichen
Vorkommen so charakteristischen Umwandlungen von Olivin
in Augit, welche eine ungeheure Menge von basaltischen
Gesteinen erkennen lassen und bei dem in der Natur so
häufigen Falle des Kristallisations-Ungleichgewichtes zu
„falschen Paragenesen“, wie z. B. von Olivin neben Augit
und Quarz führen können (Typus quarzdiabasischer oder
-gabbroider Gesteine). Besonders die schöne Untersuchung
von Bowen über die Schmelzerscheinungen in den Systemen
Diopsid-Albit- Anorthit und Forsterit-Anorthit-Si 02 zeigen uns
an, in welcher Weise die Ungleichgewichte infolge von
Kristaliisationsdifferentiationen den Verlauf der Erstarrung
eines anfangs ganz einheitlichen Gesteins durch „Fraktio¬
nierung“ in allen Stadien eines Gabbro- bis zu einem Granit-
aplitgestein regeln müssen. Das Prinzip der Reaktionen
im Ungleichgewichte erklärt eine Fülle der bis dahin proble¬
matischsten Beobachtungen im natürlichen Gesteinsverbande,
Ein neues und schwieriges Gebiet eröffnet sich, wenn
man die Anwesenheit flüchtiger Komponenten, insbesondere
von H2 O und C02 mit berücksichtigen will. Hier ist die
theoretische Erkenntnis, geleitet von dem Meisterintellekt
eines Bakhuis Roozeboom und eines Schreinemakers bei
weitem der Experimentaltechnik vorangeeilt. Doch sind auch
auf diesem sehr umfangreichen und hoffnungsvollen Gebiete
bereits Ansätze gemacht worden einerseits durch die Ver¬
vollkommnung der statischen Methoden unter Hinzuziehung
geeigneter Hydro-Thermal-„Bomben“ (Versuche von Morey
und Fenner über die Kaliumsilikate), andererseits durch
Ausbau der älteren Versuche der Schmelzung unter Druck
(durch Boeke und den Verfasser). Der Vortragende berichtet,
über einige der interessanten Silikatkarbonatsysteme, die
er untersucht hat, und die ihn zu einer Synthese des Can-
c r i n i t s und des Spurrits, neuerdings auch eines
Mejonits und auch eines Karbonatphosphats, des Kar¬
bonatapatits geführt haben. Welche Bedeutung der¬
artige Karbonatsilikate und -phosphate im Naturvorkommen
besitzen, wird durch einen Hinweis auf die so merkwürdigen
Beobachtungen von Brauns im Laacher Seegebiet sowie von
Bröggkr im Fengebiet verdeutlicht. Das Studium der
Kontaktmetomorphosen von Kalksedimenten an Eruptiv¬
gesteinen wird dadurch zu einer exakt - quantitativen
Forschung.

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172

Die statischen Probleme der Gebirgsbildung.

(Vortrag, gehalten auf der Hauptversammlung der Deutschen
Geologischen Gesellschaft in Danzig am 5. August 1924.)

Von Herrn Th. Wyss in Danzig-Langfuhr.

(Mit II Textfiguren )

1. Allgemeines.

Bei der Behandlung statischer Probleme ist vor allem
notwendig, die wirkenden Kräfte in Größe und Richtung,
die Umstände, unter welchen sie wirken, ihre* Veränder¬
lichkeit und die daraus hervorgehenden dynamischen Ein¬
flüsse, zu kennen. Ferner müssen die Eigenschaften des
durch diese Kräfte beanspruchten Materials bezüglich seiner
Festigkeit auf Zug, Druck, Scheerung und seiner Ver¬
formung infolge der verschiedenen Spannungszustände und
Temperatureinflüsse bekannt sein. Nur eine folgerichtige
Erfassung der Wechselwirkung zwischen den wirkenden
Kräften und den daraus hervorgehenden Verformungen er¬
möglicht es, ein tieferes Bild über die Probleme der Ge¬
birgsbildung geben zu können.

In der Ingenieurtechnik befaßt sich der Statiker vor¬
herrschend mit Bauten, weiche für sich betrachtet nur
geringe Verformungen als Folge der wirkenden Kräfte
zeigen und meist auf fester unverschieblicher, oder nur
gering verschieblicher Unterlage aufruhen. Das Material
dieser Bauwerke ist einheitlich, die Beanspruchungen sind
innerhalb der Elastizitätsgrenze. Überall in der Ingenieur-
technik wird versucht, ein möglichst klares, leicht zu er¬
fassendes Kräftespiel zu schaffen, das möglichst frei von
unerwünschten Nebeneinflüssen ist. Der Ingenieur weiß,
daß die geringsten Senkungen der Auflager eines kontinuier¬
lichen Balkens, oder die horizontale Verschiebung der
Widerlager eines Gewölbes außerordentlich große Änderun¬
gen im Spannungszustande solcher Bauwerke zur Folge
haben und daß er solchen Einflüssen durch entsprechende
Maßnahmen, wie z. B. durch Einschaltung von Gelenken,
zu begegnen hat. Ebenso weiß er, daß Temperatur¬
änderungen vielfach einen bedeutenden Einfluß aiisüben
und daher nach Möglichkeit in solchen Fällen Dilatations¬
fugen anzubringen sind.

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173

Die Erdrinde ist ein Bauwerk, das aus dem allge¬
meinen Erstarrungsprozeß hervorgegangen ist, bei welchem
sich die Natur keine künstlichen Gelenke und Dilatations¬
fugen geschaffen hat. Es konnten daher die Kräfte in
ihrer vollen Urwüchsigkeit sich Geltung verschaffen, wo¬
durch dieser Bau von selbst, aus innerer statischer Not¬
wendigkeit, seine Dilatationsfugen und Gelenke erhielt. Daß
sich die Folgeerscheinungen der Auswirkung dieser Kräfte
immer in den schwächsten Zonen des Bauwerkes bemerk¬
bar machen, ist ein Grundgesetz der Festigkeitslehre.

Die Ergründung des Kräftespiels, das die Gestalt
unserer Erdkruste geschaffen hat, ist eine sehr schwierige,
weil seine Folgeerscheinungen sich nur über ein bestimmtes
Gebiet sichtbar erstrecken, und weil wir auch da nur bis
zu einer geringen Tiefe Einblicke haben. Im weiteren
haben sich im Laufe der Entstehung eine Reihe von Ver¬
formungen überlagert, sind Veränderungen durch Ver¬
witterungen und Abtragungen vorgekommen, so daß eine
Verschleierung der Tatsachen vielfach zutage tritt. Ein
weiterer Umstand ist der, daß an Stelle eines bestimmten
unveränderlichen Systems mit festen Unterlagen ein Ge¬
bilde tritt, welches je nach der Einwirkung der Kräfte
sich dermaßen verformt, daß einerseits der Belastungs¬
zustand, d. h. die relative Lage der Kräfte zum Körper,
sowie die Belastungsstärke sich ständig ändert und
anderseits diese Verformungen beim Nachlassen der Kräfte
nur zum geringsten Teil rückgängig gemacht werden. Struk¬
turveränderungen, Risse, überwundene Reibungskräfte,
plastische Verformungen verunmöglichen eine Wiederher¬
stellung früherer Zustände. Alle diese vorgeführten Um¬
stände, sowie die hypothetischen Erklärungen der Er¬
kaltungsvorgänge und ihre Folgeerscheinungen, weisen
darauf hin, daß auch in statischer Beziehung vielfach nur
Deutungsmöglichkeiten vorliegen.

Die statisc.hen Grundlagen.

Als äußere Kräfte, die auf die einzelnen Teile der
Erdkruste wirken, sind zu nennen:

a) die Schwerkraft, welche alle Massen nach dem
Erdmittelpunkt zu ziehen sucht;

b) die Zentrifugalkraft, als Folge der Erd¬
rotation, die proportional dem Abstande des Körper¬
teilchens von der Rotationsachse, in senkrechter Rich¬
tung zu dieser nach außen wirkt;

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174

c) die Anziehungskräfte von anderen Himmels¬
körpern herstammend ;

d) die Reaktionskräfte bzw. Auflagerkräfte,
welche vom glühenden Erdkern als Gegendrücke aus¬
geübt werden, denn von einer freitragenden Gewölbe¬
wirkung in der Erdkruste muß aus Gründen der
Festigkeit Abstand genommen werden;

e) die Eruptionskräfte, als lokale Auslösungen
verschiedener Vorgänge an der Kernoberfläche, vor¬
herrschend radial nach außen wirkend.

Die Veränderungen der Lage der Drehachse sowie
die mögliche Verlangsamung der Erdrotation sollen als
Folge der Wirkung äußerer Kräfte erwähnt werden. Bezüg¬
lich der Reaktionskräfte ist von größter Wichtigkeit die
Kenntnis der Beschaffenheit der unter der Erdkruste lagern¬
den Magmasehicht, ob sie leicht oder zähflüssig ist and
dadurch ein rascher oder nur langsamer Ausgleich lokaler
Druckunterschiede stattfinden kann und ferner, ob sich die*
Möglichkeit innerer Strömungsvorgänge ergibt. Eines
können wir sicher sagen, daß das glühende Magma l>ei
geringem Drucke flüssig ist, und daß es auch unter hohen
Drucken und erhöhter Temperatur eine Beweglichkeit haben
muß, weil es sonst gar nicht durch Kanäle aus dem Erd-
innern hochgepreßt werden könnte. Als Folge dieser Er¬
scheinung ergibt sich die große Wahrscheinlichkeit, daß
eine verhältnismäßig leichtflüssige Magmaschicht an der
Oberfläche des Kernes sich befindet, welche einem tangen¬
tialen Gleiten fester Krustenteile geringen Widerstand bietet.

Als weitere Einflüsse, die zur Erzeugung innerer
Spannungen in der Erdkruste führen, sind weiter zu er¬
wähnen :

f) die ungleichmäßige Abkühlung;

g) die ungleich raäßigeMaterialbeschaffen-
h c i t;

h) die Abweichungen vom Hookeschen Ge¬
setz (Proportionalitätsgesetz).

Diese unter f bis h angeführten Einflüsse zeigen, daß
auch die Materialeigenschaften eine wesentliche
Rolle spielen, und zwar, wie aus der Ingenieurpraxis hervor¬
geht, eine nicht zu unterschätzende. Das Material der ge¬
samten Erdkruste stammt von erstarrtem Magma mit leichtem
spezifischen Gewicht her. Einlagerungen mit hohem spezi¬
fischen Gewicht verschwinden gegenüber der großen Masse.

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175

Mit .zunehmender Tiefe wird dies kristalline Gestein infolge
des erhöhten inneren Druckes und begünstigt durch die
steigende Temperatur plastisch, d. h. wenig widerstandsfähig
gegen Schub. Es wird jedoch wieder fest, wenn Druck und
Temperatur nachlassen. Nur eine verhältnismäßig dünne
äußerste Schicht zeigt infolge der dort herrschenden ge¬
ringeren Drucke sprödes Verhalten und ist fähig, großen
tangentialen Druck zu übertragen. Diese Fähigkeit nimmt
mit zunehmender Plastizität ab, weil ein Ausweichen nach
der unbelasteten oder geringer belasteten Seite erfolgt. Im
allgemeinen hat das Material der Erdkruste große Druck¬
festigkeit, aber geringe Zug- und Scheerfestigkeit ; es ver¬
kürzt sich unter einseitigem Druck in Richtung der Druck¬
wirkung, wobei jedoch die Verkürzungen nicht proportional
den Pressungen verlaufen, sondern sich mit zunehmender
Pressung steigern. Infolge Abkühlung findet eine Ver¬
kürzung der Krustenelemente statt, desgleichen verringert
sich nach neueren Forschungen das Volumen bei der
Kristallisation des sauren Magmas. Die Sedimentgesteine,
als Verwitterungsprodukte der obersten erstarrten Magma¬
schicht, weisen im allgemeinen geringere Festigkeit auf
als das kristalline Gestein, behalten jedoch die plastischen
Eigenschaften unter hohem allseitigen Druck bei.

Die vorgehend angeführten äußeren Kräfte und Ein¬
flüsse verschiedenster Art erzeugen in der Erdrinde
Spannungen bzw. innere Kräfte, weiche unterschieden
werden können in:

a) lotrecht gerichtete Pressungen, in den
plastischen Schichten in allseitige Pressung über¬
gehend ;

b) tangential gerichtete Pressungen, die
zur Resultierenden zusammengefaßt die tangentialen
Kräfte ergeben, welche als eine der Ursachen der
Gebirgsbildung aufgefaßt werden können. Die ganze
Entwicklung der Faltengebirge, sowie die tangentialen
Verschiebungen großer Massen zeigen, daß tangentiale
Kräfte von außerordentlicher Stärke sicher gewirkt
haben müssen. Wie weit diese Kraft Wirkungen die
Ursache der Kontraktion des Magmakernes als Folge
der Erkaltung, oder der unter Umständen vorkommen¬
den Magmaströmungen sind, muß durch weitere
Untersuchungen geklärt werden. Es soll dabei nicht
verschwiegen werden, daß für lokale Zonen noch

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176

eine ganze Reihe von anderen Ursachen angeführt
werden können.

c) Schubspannungen, als deren Folge unter an¬
derem die Verwerfungen* zu betrachten sind;

d) Zugspannungen, aus Verwölbungen hervor¬
gehend.

Zum Verständnis vieler Vorgänge ist notwendig, zu
- erwähnen, daß oft geringfügige Ursachen zur Auslösung
von großen Naturereignissen, die sich im Laufe langer
Zeiten vorbereitet haben, führen können. Ursachen zu
solchen Auslösungen sind besonders durch die Eruptivkräfte
gegeben, die durch ihre Tätigkeit den ganzen Erdkörper
in Schwingung versetzen können.

Im weiteren können auch ganz geringe Ursachen wesent¬
lich zur Gestaltungsformung beitragen, wie aus den Fig. 1
und 2 hervorgeht. Der gerade Stab A B biegt sich infolge

"f,

der in Richtung der Stabachse, aber etwas exzentrisch
wirkenden Kraft P nach Fig. 1 durch. Nur eine ganz
geringfügige Kraft in C, seulJecht zur Achse und seit
Anbeginn des Verformungsprozesses wirkend, erzeugt
schon die Wellenform nach Fig. 2. Ganz ähnliche Erschei¬
nungen zeigen sich auch bei Platten, Schalen und ähnlichen
Gebilden; sie werden in der Festigkeitslehre mit Knick-
erscheinungen bezeichnet. Es soll hier ausdrücklich auf
ihre große Wichtigkeit zur Erfassung vieler Naturerschei¬
nungen hingewiesen werden.

3. Die Erdkruste als Gesamtes.

Wie aus dem Werke von L. Kobbb: „Der Bau der
Erde“ hervorgeht, besteht die Erdkruste im wesentlichen
aus Schollen, d. h. aus großen zusammenhängenden Schalen¬
stücken, die von jeglicher großen Verformung verschont
geblieben sind. Es macht also den Anschein, wie wenn

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177

diese Sohollenkörper als erste feste Ausscheidung aus dem
feurig-flüssigen Magma zu betrachten sind, die mit ent¬
sprechender Einsenkung auf dem Magmameere schwimmen.
Der Verfestigungsvorgang hat sich al90 nicht gleichmäßig
über die ganze Erdoberfläche erstreckt und hat daher auch
unter verschiedenen Umständen stattgefunden. Die zuletzt
erstarrten Teile der Erdkruste sind demnach die Bänder,
welche die Sohollenkörper umgeben, wodurch eine über
den ganzen Erdball sich erstreckende Schale entstanden
ist, deren einzelne Teile sich bereits in der Festigkeit und Be¬
schaffenheit differenzieren. Einerseits haben wir schon längst
erstarrte Schollen, deren Festigkeit durch den Altersgrad
und vielleicht auch durch die vermehrte Auskristallisierung
in die Tiefe, also auch der Abmessung nach, schon be¬
deutend ist, und andererseits die noch wenig erstarrten
dünnen Schichten der Bänder. Jedwelche Ansammlung von
inneren Spannungen, sei sie durch ungleichmäßige Ab¬
kühlung oder erruptive Kräfte hervorgerufen, sucht ihren
Ausgleich bei in sich geschlossener Erdkruste in den
schwächsten Zonen derselben, und so sind diese Bänder schon
von Anfang au als Dilatationsfugen bzw. Soharniere im
Bau der Erdrinde zu betrachten. Der Spannungsausgleich
macht sich in den ersten Anfängen der Erstarrungsperiode
durch Quetschung des Bändermaterials, durch Aufreißen
der Ränder an den Schollen, durch Hebungen und Senkungen
ganzer Zonen bemerkbar. T_avamassen quellen durch die
Spalten herauf, und es ist nicht unwahrscheinlich, daß der
Ursprung vieler heutiger Vulkane dieser Zonen bis in die
Zeiten der Krustenbildung r ,;'ückreicht.

Die Tangentialkräfte kommen erst zur Wirkung, nach¬
dem die ganze Erdrinde erstarrt ist, weil die einzelnen
Schalenstücke auf dem flüssigen Magma verschieblich sind
und somit ausweichen würden.

Das ganze Erdkrustengebilde ist im stabilen Gleich¬
gewicht, denn jede Veränderung durch Kräfte wird aus-
zugleichen versucht. Die’ ganze Entwicklungsgeschichte ist
ein ständiges Streben der erstarrten Erdhülle nach einer
Gleichgewichtslage als Folge vorausgehender Kraftwirkun¬
gen. Es muß betont werden, daß auch jede örtliche Ein¬
wirkung von Kräften und durch jede Spannungsauslösung
der ganze Erdkörper in Mitleidenschaft gezogen wird und
daher der ganze Erdkörper, vor allem die erstarrte Erd¬
hülle, zum richtigen Verständnis der Vorgänge betrachtet
werden muß.

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178

4. Die einzelnen Scholien.

Die Verformung der Schollen, deren Umgrenzung ent
sprechend dem Erstarrungsprozeß mehr oder weniger eine
willkürliche sein kann, wird durch verschiedene Einflüsse
hervorgerufen. Hiervon sollen genannt sein:

a) Die ungleichmäßige Abkühlung, hervor¬
gerufen einerseits durch den ungleichen Erstarrungsgrad
und die ungleichmäßige Dicke der einzelnen Schollenzonen.
anderseits durch die Einflüsse der Sonnenbestrahlung, die
in den Frühperioden viel intensiver gewesen sein muß, und
durch die Verteilung der später auftretenden Meere. Von
einer gleichmäßigen Kontraktion der Erdkruste konnte daher
nie die Rede sein. Eine rasche Abkühlung der Außenschicht
führt zu Einsenk ungen: der mittleren Schollenzoneu, d. h.
zu einer Verwölbung gegen den Erdkern zu, eine verzögerte
Abkühlung dieser Schicht hingegen bewirkt eine Ver¬
wölbung nach außen.

b) Die tangentialen Verschiebungen der
erstarrten Ellipsoidschalenstücke auf der Magmaoberflache,
bewirkt durch tangentiale Kräfte. Sie können zu Krüm¬
mungsänderungen an den Schalenstücken führen, oder
gar die Ursache von Rissen sein, wenn die Oberflächen¬
krümmungen der Magmaschicht an der neuen Stelle wesent¬
lich andere sind als an der vorhergehenden. Daß solche
Verschiebungen vorgekommen sind, beweist die Verkürzung
der orogenetischen Zonen’ bei der Bildung der Alpen um
wenigstens 200 km. Ähnliche Einflüsse würde auch die
Verlangsamung der Erdrotation ausüben.

c) Die lokalen Eruptionen unter der Schale und
an den Rändern. Sie können zu lokalen Auswölbungen
und Durchbrüchen führen, da ja die Scheerfestigkeit des
Materials der Erdkruste nicht groß ist. Von Wichtigkeit ist
hierbei die herausbe förderte Magmamasse, indem sic die
Erdkrustenschale örtlich belastet und einbuchtet. Diese Ein¬
buchtung kann noch vergrößert werden, wenn durch die
herausgeworfenen Magmamassen und entweichenden Gase
ein Unterdrück in der Magmazone eintreten sollte. Wir
haben also bei solchen Eruptionen vorerst einen erhöhten
Druck nach außen, der ganz allmählich bis zu einem
gewissen Grenzwert ansteigt und nachher einen nach innen
gerichteten Gegendruck, der unter Umständen, je nach der
Schnelligkeit, mit welcher die Gase und Magmamassen ent¬
weichen, innerhalb kurzer Zeit eintreten kann. Solche Vor-

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179

gange rasch wechselnder Natur erzeugen Schwingungen in
radialer Richtung und stellen erhöhte Anforderungen an
die Festigkeit des Schollenmaterials.

d) Die Tangentialkräfte. Durch sie wird das
Hauptkräftespiel hervorgerufen, und zwar richten sie sich
nach der äußeren Form des Schalenkörpers sowie nach
den druckfesten Verbindungen und der gegenseitigen Lage
der Schollen untereinander. Ihr Richtungssinn entspricht
den statischen und dynamischen Verhältnissen, ihre Aus¬
wirkung zeigt sich vorherrschend in äquatorialer und meri-
dionaler Richtung, soweit wenigstens an den zutage treten¬
den Schollen zu erkennen ist. Meiner Auffassung nach sind
die Schollenkörper ohne weiteres in der Lage, Tangential¬
kräfte längs ihrer ganzen Ausdehnung zu übertragen, indem
die Steifigkeit und Widerstandsfähigkeit dieser mehr oder
minder kompakten Massen nicht unterschätzt werden darf.
In gewissem Maße sind auch die darunterliegenden, teil¬
weise plastischen Schichten fähig, tangentiale Kräfte zu
übertragen, besonders dann, wenn die obere steife Decke
völlig intakt ist. Auch die vulkanischen Druchbrüche tun,
soweit sie lokaler Natur sind, dieser Übertragfähigkeit keinen
Einhalt; die Decke ist in diesem Falle vergleichbar mit
einerPlatte mit Nietlöchern. Diese Tangentialkräfte, die, als
äußere Kräfte aufgefaßt, sich nach Fig. 3 in bestimmten

Richtungen um die Schollenränder anordnen, bewirken nun
die Großwellung der Schollenkörper, wobei die
unter 4 a bis c angeführten Einflüsse bei der Bildung von
Wellental und Wellenberg ausschlaggebend sein können.

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Bei der Wirkung der Tangentialkräfte T werden sich
die ersten Stauchungen da zeigen, wo die konzentrierten
Drucke zuerst auftreten. Allmählich wird sich ein Aus¬
gleich einstellen, d. h. die Verteilung der Drucke wird sich
auf eine breite Front erstrecken, wobei die oroge net i sehen
Zonen gleichsam als Ausgleichfutter wirken. Bei einem
solchen tangentialen Druckausgleich kann die einzelne
Scholle nicht nur tangentiale Verschiebungen, sondern auch
Drehungen erfahren. Es ist auch nicht ausgeschlossen, daß
bei ungleichmäßiger Druck Verteilung, oder bei konzentrierten
Kräften einzelne Schollenteile abgescheert oder tangential
gegeneinander verschoben werden können.

Von besonderer Wichtigkeit für die Verformung der
Schollenkörper sowie der orogenetischen Zonen ist die
Höhenlage dieser Tangentialkräfte, wobei besonders die Be
schaffenheit und die gegenseitige Lage der Ränder be
nach harter Schollen von Bedeutung ist. In Fig. 4 sind ver¬

schiedene Fälle abgebildet. Bezüglich der Beschaffenheit
kommt in Frage, ob die Randzonen befähigt sind, den
tangentialen Druck direkt aufzunehmen und weiterzuleiten,
oder ob sich unter Umständen, nach Fig. 4 a, Scheerflächen
schräg nach außen oder innen bilden könnten, wodurch
ein Hinauf- oder Hinunterschieben orogenetischer Massen
möglich ist. Aus dem gleichen Grunde kommt auch die
gegenseitige Höhenlage benachbarter Scholienränder in
Betracht. Diese Höhenlage ist abhängig von den unter
4 a bis o angeführten Einflüssen.

Die Schollenränder, als Grenzen orogenetischer Zonen,
sind oft Stellen mit eruptiver Tätigkeit, und es können
Anhäufungen eruptiver Massen auf den Randzonen zu

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Brüchen in den Schollen längs den Rändern führen, zum
mindesten finden in solchen Fällen Senkungen statt Das
gleiche tritt ein beim Hinüberschieben orogenetischer Massen
auf die Randzonen.

Die Gjcoßwellung der Schollen ist keine willkürliche,
sie ist von rein statischen Gesetzen abhängig. Eine große
Rolle spielt hierbei die Steifigkeit und Dicke der Massen.
Wenn als Folge irgendwelcher Tangentialkräfte eine Wöl¬
bung nach außen sich bilden will, so tritt sofort über den
Wölbestellen ein verminderter Magmadruck ein. Fig. 5. Die

Fig. 5.

Randzonen sinken tiefer ein, da das verdrängte Magma¬
volumen gleich bleiben muß. Infolge des verminderten
Magmadruckes über den Wölbestellen kommt die Wirkung
des Eigengewichtes in vermehrtem Maß zur Geltung und
die mittlere Sclieitelzono senkt sich. Das ganze Gebilde
kommt durch einen allmählichen Ausgleich zwischen Ver¬
formung und Druckverteilung zur Ruhe, indem das Senken
der Scheitelzone wieder ein lieben der Ränder zur Folge
hat. Mit zunehmendem Tangentialschub werden die Ver¬
wölbungen größer, wobei jedoch die einmal festgelegte Form
im allgemeinen erhalten bleibt, sofern nicht andere Kraft-
einwirkungen hinzutreten. Entwickelt sich nach Fig. 6 die

Fig. 6.

erste Großweile nach innen, so macht sich im Scheitel ein
vermeinter Magmadruck nach außen geltend. Die aus dem
Magma gehobenen Randzonen sinken durch Aufwölbung der
Scheitelzonen wieder ein. Da nun inzwischen das Becken
mit Wasser gefüllt worden sein kann, so bildet sich unter
Umständen ein Gleichgewichtszustand derart heraus, daß
die Hebung des Scheitels nicht mehr voll zur Entwicklung
kommt. Es würde diese Verformungsart eine Bildung der
Ozeanböden ergeben. Zunehmende Hebung der Wellenberge
und zunehmende Senkung der Wellentäler, was sich be-

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sonders nach Ruhepausen zeigt, lassen immer auf eine
Zunahme des Tangentialdruckes schließen.

Schon öfter ist von einer Wanderung der Kontinente
die Rede gewesen. In geringem Maße ist das meiner
Ansicht nach auch in der Jetztzeit möglich, -indem dies
nichts anderes ist als eine Folge erneuter Auswirkungen
von Tangentialkräften. Dies wird auch bestätigt durch ver¬
schiedene Veränderungen von Höhenlagen als Vergrößerung
der Amplituden der Wellen.

5. Die orogcnetißche n Zonen.

Die Schollen sind durch die bänderartigen orogene tischet:
Zonen miteinander verbunden. Wie Kober ganz richtig
sagt, sind diese Zonen die Ausgleichsstellen der Spannungen,
die Dilatationsgebiete. Daß es sich um Dilatationsgebie^
größten Maßstabes handelt, zeigt die Verringerung der
Breite der orogenetischen Zone um etwa 200 km im Alpen
gebiel während eines einzigen Zeitalters, und daß es sich
dabei um tangentiale Kräfte von außerordentlicher Stärke
handelte, geht aus den gewaltigen in Verschiebung ge
brachten Massen hervor. Ob sich hierbei beide Schollen
gleichzeitig gegeneinander bewegt haben, oder ob die eine
unverschieblich war und die andere sich tangential be
wegte, kommt örtlich auf das gleiche Endresultat heraus.
Bei einer Kontraktion des Erdkernes, welche Hypothese
heute noch die maßgebendste zu sein scheint, kann an
genommen werden, daß von jeder Scholle ein Punkt der
Mittelzone relativ zum Erdkern fest bleibt und alle anderen
Schollenzonen gegenüber den entsprechenden Punkten der
ßich zusammenziehenden Magmaoberfläche zurückgeblieben
sind. Die größten relativen Verschiebungen weisen dann
die Randzonen auf, wodurch sich dann eine Bewegung
benachbarter Schollenränder gegeneinander ergibt.

Eine Erklärung, weshalb die orogenetischen Bänder
vorherrschend als Ausgleichzöllen dienen, kann darin ge¬
funden werden, daß infolge der späteren Erstarrung dieser
Zonen das Material eine größere Verformbarkeit und ge¬
ringere Festigkeit aufwies als das der Schollenkörper, wo¬
durch sich schon seit Anbeginn der Zeitalter immer in ihnen
Verschiebungen und Verdrehungen zeigten, und so das
Material durch eine fortwährende Bewegung in seiner Ver¬
festigung gestört wurde und beweglicher geblieben ist als
das der Umgebung.

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Die Verformung der orogenetischen Zonen unterscheidet
sich wesentlich von derjenigen der Schollen. .Währenddem
die letzteren Großwellung aufweißen, von der auch tiefe
Schichten erfaßt worden sind, zeigen die orogenetischen
Zonen eine Verquetschüng der tiefen Schichten und eine
intensive Faltung der oberen spröderen Schichten. Eine solch
enge Faltung mit entsprechender Höhenentwicklung ist nur
möglich, wenn eine verhältnismäßig dünne Schicht dem
Faltungsprozeß unterworfen wird. Auch können solche Fal¬
tungssysteme, wie sie in den Gebirgen der orogenetischen
Zonen Vorkommen, nur geschichteten Sedimentsgesteinen
eigen sein.

Wie aus der zeitlichen Entwicklung hervorgeht, sind
die orogenetischen Zonen ständig Senkungsfelder, was auch
durch folgende Überlegungen erklärt werden kann. Die
Zusammenschiebung der Schollenkörper bewirkt eine Auf¬
häufung der Massen der orogenetischen Zonen, wodurch
eine erhöhte Pressung auf das Magma eintritt, indem die
gleiche Masse eine kleinere Fläche belastet als vorgehend.
Die Folge davon ist, daß nach Figi. 7 sich die ganze Zone
mit den anstoßenden Scholienrändern senkt. Eine solche

Fig. 7.

Senkung kann auch schon durch eruptive Massen, die in
diesen Zonen aufgeschüttet wurden, eingeleitet werden.
Scheinbar stellen die durch die Zusammenschiebung aufge¬
türmten Massen eine Hebung dar, währenddem die Groß¬
wellen, auf die es in Wirklichkeit ankommt, ein Senkungs¬
gebiet ergeben. Der Abtrag dieser Erhebungen durch Denu¬
dation braucht kein Heben der Zone zu ergeben, weil sich
inzwischen der Tangentialdruck, der sich während des Ver¬
schiebungsvorganges stark verminderte, wieder vergrößert
hat und die Amplituden der Großwellen anwachsen. Da
nun diese orogenetischen Gebiete ein Großwellental dar¬
stellen, so tritt im Gegenteil eine Senkung ein.

Unter Umständen können sich orogenotische Zonen und
Schollen derart miteinander verkitten, daß eine einheitliche
Scholle entsteht, welche den Tangentialschüben späterer
Zeitalter widersteht. Hierbei wirkt begünstigend, daß die
Richtungen der größten tangentialen Dnicke nicht in allen

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- J84 —

Zeitaltern genau die gleichen gewesen sind, wodurch die
einen oder anderen Teile verschieden in Mitleid« *nsch;if:
gezogen wurden.

6. Die Verformung der orogenetischen Zonen

Die Verformung der orogenetischen Zonen muß vor
herrschend als Folge des Tangentialschubes angesehen
werden, denn nur er kann es gewesen sein, der solche
Faltungstypen der Gebirgsbildung hervorgebracht hat. Selbst
verständlich können auch noch andere Einflüsse zu mehr
lokalen Verformungserscheinungen geführt haben, worauf
näher nicht eingetreten werden soll.

Zwei Bewegung» formen machen sich hierbei in aus¬
gesprochenem Maße geltend:

a) Die reine We Heil beweg ung in radialer
Richtung, welche dann a u s 1 ä u f t in eine lau
gentiale Überfaltung (Deckenbildung). Ihr U r
Sprung beruht auf einer Wellung der verhältnismäßig
dünnen Sediment- und Kristal linschichten, die auf einer
plastischen Unterlage auf ruhen. Der Wellenvorgang kann
sich so abgespielt haben, wie bereits im Abschnitt 4 an¬
gegeben wurde, nur daß entsprechend der geringeren
Schichten dicke gegenüber derjenigen der Schollen eine
kleinere Wellenlänge eintritt. Durch die vermehrte Gegen
einanderschiebung der Schollen tritt auch eine verstärkte
Wellung ein, welche zuletzt so weit gehen kann, bis die
einzelnen Wellentäler verschwunden sind und sich de
Schenkel berühren. Bei dieser Zusammen faltung müßtet'
normalerweise die Scheitel gleich hoch über das Mittel
niveau herausragen wie die Sohlen unter dasselbe reichen
Durch das Zusammenquetschen der plastischen Massen det
orogenetischen Zonen findet jedoch eine Hebung des ganzen
Wellensystems über das Mittelniveau hinaus statt-, so daß
die Mulden vielfach nur noch wenig unter diesem Niveau
stehen, währenddem die Scheitel hoch darüber hinausgehol»en
werden. Die einzelnen Wellen eines solch seitlich zusammen
geschobenen Wellensystems sind für sich nicht mehr stand
fest, besonders durch die stark verkürzte Basis und weil
durch die starke Verformung und die großen Drucke das
Material plastisch geworden ist; sie kippen daher um. so
daß unter Umständen die Schenkel horizontal zu liegen
kommen und Welle auf Weile geschichtet wird. Ist die
eine Welle kleiner als die benachbarte, darüber liegende.

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185

so kann sie von dieser möglicherweise völlig überdeckt
werden. Auf Einzelheiten der plastischen Verformung kann
nicht, eingetreten werden. Jedoch soll auf einen wichtigen
Vorgang hingewiesen werden, der sich beim Verformungs¬
prozeß geltend macht, auf den Massenausgleich. Es ist
in vielen Fällen anzunohmen, daß ein Teil der plastischen
Massen der orogenetischen Zonen beim Zusammenschieben
der Schollen nicht herausgepreßt wird, sondern unter diese
Schollen gelangt, so daß dadurch ein allgemeines Heben
einzelner Schollenzonen eintritt. Unter Umständen kann
auch nur bei der einen Scholle der Fall sein, je nach
der Hohe der Scliollenränder. Vielleicht läßt sich dadurch
das Verschwinden des größten Teiles des Mediforranik-
oze-ans erklären sowie der Steilabbrueh längs der Ostküsie
Amerikas; im weiteren scheinen die vielen Grabenbrüelie
und Verwerfungen größter Abmessungen vielfach (»ine Folge
veränderter Unterlagszustände unter den Schollen zu sein.

Im allgemeinen ist die Vei formungserscheinung für sich
n risv in metrisch, indem schon die Wellenlängen ganz ver¬
schieden sein können, und im weiteren werden sich die
Falten dahin legen, wo der Schollenrand die entsprechende
Entwicklungsmögliehkeit zeigt, indem er entweder einseitig
gesenkt ist- oder schräg aufwärts abgescheert wird.

Die Fig. 8 bis 10 zeigen die Faltenentwicklung in
generell idealisierter Form dargestellt, bei gleich hohen und

Fig. 8.

ungleich hohen Scholieiirändeni, wobei die Zusammen
preesung der Schollen so weit gehen kann, daß der Ab¬
stand a nur noch klein ist, oder überhaupt verschwindet.
Durch die ungleiche Höhenlage wird die Höhendifferenz

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186

beim Zusammenschieben noch vergrößert, so daß die tiefer
liegende Scholle förmlich heruntergepreßt wird. Daß Vor
land bei A (Fig. 9) kann infolge dieser Hebung Verwerfungen
aufweisen. Die Fig. 10 zeigt eine Faltenentwicklung mit
einem Mittelstück von größerer Festigkeit, wodurch ein

Fig. 10.

symmetrisches Bild entsteht. Die Faltungen ergießen sieb
über die Vorländer der Schollen. Das Mittelstück erleidet
eine Hebung.

Das Faltungsproblem ist wohl das gewaltigste Phänomen,
das größte Problem statisch dynamischer Naturerscheinun¬
gen. Es stellt an die Verformbarkeit der Massen, besonders
an die Sedimentgesteine, die größten Anforderungen. Daß
das ganze Gebilde der gefalteten Massen von Risseu.
Brüchen, Absenkungen aller Art durchsetzt ist und daß
dadurch besonders der Verwitterung und Abtragung in
weitestgehendem Maße Vorschub geleistet wurde, ist ohne
weiteres erklärlich. Bei dieser Faltenbildung sind eine Reihe
von Umständen von Wichtigkeit, vor allem die Beschaffen
heit und Form der Unterlage der Sedimente, die, wenn
Reste früherer Gebirge vorhanden sind, außerordentlich
störend wirken kann; ferner die Veränderlichkeit der Druck
unterschiede längs der Verschiebungsfront, wodurch die
Höhen entwickl ungen verschieden ausfallen, Torsionserachei
nungen eintreten uaw.

Von besonderer Bedeutung ist aber auch eine Druck¬
wirkung längs der Streichrichtung der Falten, welche m. E.
ganz besonders deutlich in dem Zuge Betische Kordilleren
Kaukasus auftritt, wie aus der im Buche von Kober: „Bau
der Erde“ bekanntgegebeneu Zeichnung Fig. 11 deutlich
hervorgeht. Die Knicke bei den Karpathen, den Pyrenäen
und beim Apennin sind so auffällig, daß man unwillkürlich
an ein Ausknicken der durch die besprochene Wellung
enstandenen Gebirgsrippen in tangentialer Richtung denken
muß. Es können diese erwähnten Kurven noch durch die
Form der Sohollenränder beeinflußt werden, ebenso durch
besonders feste Teile im Orogon selbst, hingegen zeigen
die eingezeichneten Pfeile der Bewegungsrichtimgen deutlich

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187

auf verschieden gerichtete Tangentialsehübe hin. Auch längs
diesen paarweise auf tretenden Hauptgebirgszügen lassen sich
wieder Wellungen in radialer Richtung nach dem Typ von
Fig. 5 feststellen, indem wir hierbei das Problem einer
durch Rippen versteiften Platte haben, die sich infolge Tan¬
gentialkräften verwölbt.

b) Eine tangentiale Bewegung, beruhend auf
dem tangentialen Gleiten der Sedimentsschichten auf der
kristallinen Oberfläche der Schollenrandzonen, wobei dann
eine Faltung infolge Stauung an Hindernispunkten eintritt
Diese Staupunkte sind von besonderer Bedeutung, indem
sie die Ursache von Überschiebungen und Ablenkungen aus
den Verschieberichtungeu werden können. Auch hier läßt
sich eine Fülle von statischen Problemen anführen.

7. S c h l u ß b e t r a e h t u n g e n.

Alles, was hier vorgebracht wurde, ist nur ein kleiner
genereller Einblick in die statisch dynamischen Probleme
der Geologie. Die grandiose Erscheinung der Gebirgsbildung
laßt sich nur dann ganz in ihrer Tiefe verstehen, wenn
die Fragen der Bildung der Erdkruste in ihrer Gesamt¬
heit geklärt sind, und unter ihnen spielen diejenigen der
Statik eine große Rolle. Gerade deshalb ist in dieser Ab¬
handlung nicht nur auf einzelne Probleme der Gebirgsbildung
eingetreten worden, sondern es wurden auch die Ursachen
der Gebirgsbildung in ihrem großen Zusammenhänge ge¬
streift. Ich möchte hierbei betonen, daß aus einzelnen
lokalen Erscheinungen nur dann auf das Gesamte ge¬
schlossen werden kann, wenn sie sich zu einem großen
Ganzen vereinigen lassen. Nur zu sehr spielen lokale Dm-

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-Zu¬
stande aller Art eine besondere Bolle, denen hierbei weitest¬
gehend Rechnung getragen werden muß.

Eine Reihe von Naturereignissen lassen sich heute noch
auf die verschiedensten Arten erklären, weil die hierbei
vorgebrachten Folgerungen alle hypothetisch sind. Es ist
jedoch meine Überzeugung, daß ein eingehendes organisches
Durcharbeiten aller geologischen Erscheinungen auf mecha¬
nisch-physikalischer Grundlage, in welohe ja auch die Statik
gehört, außerordentlich befruchtend sein wird, einen
strafferen, logischeren Aufbau und einen tieferen Einblick
in die Folgerichtigkeit der Vorgänge der gesamten Geologie
geben wird. Die Hilfsmittel dazu sind in weitestgehendem
Maße vorhanden. Wenn mein Vortrag eine kleine An¬
regung zur Durcharbeitung der geologischen Probleme in
diesem Sinne gegeben hat, so hat er seinen Zweck erfüllt.

8. Zusammenfassung.

Aul Grund der bis jetzt bekanntgegebenen Forschungs¬
ergebnisse wird versucht, die Resultate in statischer Hin
sicht generell zu beleuchten. Die alten erstarrten Schollen
von willkürlicher Gestalt, entsprechend der Herauskristalli¬
sierung aus dem Magma, werden als Grundlage angenommen.
Sie sind von größerer Festigkeit als die später erstarrten
Verbindungsglieder, deren Massen durch ständige Erup¬
tionen und Bewegungserscheinungen anderer Art in ihrer
Verfestigung gestört wurden. Nach Vorführung der ver¬
schiedensten Kräftewirkungen und Verformungseinflüsse
wird die Großwellenbildung bei den Schollen besprochen
und in Vergleich gebracht zur Verfaltung und Überfaltung
der orogenetischen Zonen. Währenddem die Wellung bei
den Schollen bis in große Tiefen reicht, erfaßt sie bei den
orogenetischen Zonen nur die obersten Schichten, indessen
die tieferen Schichten eine Verquetschung erfahren. Iro
weiteren werden noch einige Fälle von Knickerscheinungen
vorgebracht. Ein systematisches Durcharbeiten aller geo
logischen Ergebnisse von statisch-dynamischen Gesichts¬
punkten aus wird zu einer schärferen Erfassung dieser
Naturereignisse führen.

Bei der Diskussion fügt Herr Geheimrat Dr. H. Lokenz
zu, daß man die Zerteilung der Erdkruste in Schollen¬
stücke auch rechnerisch nach weisen könne. Bei der An¬
nahme einer freitragenden Kugelschale würde unter Zu

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- 189 -

grundelegung eines Erdradius von 6000000 m und eines
spezifischen Gewichtes von 2.4 tn/ms für die Erdkrusten -
teile eine Pressung von 720 tn/cm2 herauskommen, indem
diese Pressung proportional mit der Entfernung der Kugel¬
schalenschicht vom Erdmittelpunkt zunimmt Einer solchen
Beanspruchung halten jedoch keine Stoffe der Erdkruste
in frei tragendem Zustand stand.

Briefliche Mitteilungen.

Zur Moornomenklatur.

Von Herrn Kubd v. Bülow.

Berlin, den 6. Dezember 1923.

Aus den in dieser Zeitschrift (Bd. 75, 1923, Monatsber. 1
bis 4, S. 18) mitgeteilfcen Ansichten über den geologischen
Begriff des „Zwischeiunoores“ ergeben sich einige Folge¬
rungen zur Nomenklatur und Kartendarsteliung der Moore:

Dem Zwischenmoor wurde der Wert einer selbständigen,
geologischen bzw. strati graphischen Einheit abgesprochen,
wenn auch seine Pflanzendecke eine Mittelstellung zwischen
Flach- und Hochmoor einnimmt. Vielmehr wurde der soge¬
nannte Zwischenmoortorf als Rohhumus- (Trockentorf-)bil-
dung des Flachmoorwaldes auf gef aßt, womit er seine, dem
Flach- und Hochmoortorf gleichgeordnete Stellung verliert.

Bei konsequenter geologischer Betrachtung der Moor¬
stratigraphie scheidet somit das Zwischenraoor aus. Nur
vom Standpunkte des Floristen oder Oekologen behält es
seine Selbständigkeit. Infolgedessen kann der Geologe —
wie in den Jugendtagen der Moorkunde — nur mehr*
Flach - und Hochmoor unterscheiden. Doch wird
man zweckmäßig, um einer Verarmung an Detail vorzu¬
beugen, jede Moorart in „lebend“ und „tot“ unterteilen.

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190

Anstelle der bisherigen Dreiteilung träte dann folgende

Viergliederung:

Lebendes Flachmoor
(bisher „Flachmoor“)
Totes Flachmoor

(bisher „Zwischenmoor
wald“)

Lebendes Hochmoor
(bisher ebenso)

Totes Hochmoor
(bisher ebenso oder Heide
moor)

Diese Gliederung hat den Vorteil der Einheitlichkeit
für sich und den Nachteil, daß kultivierte Moore (ins¬
besondere künstliche Flach* und „Zwischenraoor“- Wiesen)
schwer einzuordnen sind. Da aber nicht der Pflanzen¬
bestand, sondern das Gestein Gegenstand der geologischen
Betrachtung und Einordnung ist, bzw. aucli in der Moor¬
geologie sein sollte, fällt dieser Nachteil fort, und die
Pflanzendecke sinkt zur Stellung eines, wenn auch will¬
kommenen, so doch entbehrlichen Indikators hinab.

Ein weiterer Vorteil ist der, daß die inkonsequente Be¬
zeichnung toter, verheideter Hochmoore (mit „Zwischenmoor¬
flora!“1) als „Zwischenmoore“, — die hier und da vor¬
kommt — der genetisch richtigeren Bezeichnung Platz
macht.

Auch der mehr gefühlsmäßige Einwand, daß das
Zwischenmoor mit seinen schönen, urwüchsigen Mischbe¬
ständen durch die vorgeschlagene Nomenklatur verschwände,
entkräftet sich dadurch, daß ja an die Stelle des „Zwischen¬
moores“ nur eine andere, mindestens ebenso lebensvolle,
aber schärfer umrissene und genetisch eindeutige Bezeich
nung tritt.

Auch für die Kartendarsteilung, die sich aus dem
Gesagten von selbst ergibt, bedeutet die neue Auffassung
nur einen Vorteil. Die geologische Karte wird nicht ärmer,
sondern im Gegenteil reicher an Inhalt:

An die Stelle der einen Zwischenmoorsignatur tritt
je eine des toten Flachmoores und des toten Hochmoores.
Lebendes und Totes Moor sind am besten durch verschie¬
dene Tiefe des gleichen Farbtones bzw. durch Art oder Farbe
der Signatur zu unterscheiden. Außerdem könnten — ohne
Gefährdung der Übersichtlichkeit — Buchstabeneinschrei¬
bungen die Art d es Pflanzenbestandes (. . eta) angeben
und so die pflanzenökologische mit der geologischen Dar¬
stellung vereinigen, soweit es im Interesse der Karte liegt

>) Vgl. a. a. O.

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191

(z. B. zur feineren Unterscheidung der obersten Torf
schichten, für Kultivierungszwecke usw.)

X>ie Grenze zwischen Hoch- und Flachmoor wird man
zweckmäßig da ziehen, wo die Hauptpflanze des Hochmoores
beginnt, ihren Einfluß merklich geltend zu machen, sie
also zeitlich wie räumlich in den Wald des toten Flach¬
moores legen, in dem Hochmoorsphagneen eine nennens¬
werte Holle spielen bzw. zu spielen beginnen.

Mit der vorgeschlagenen Mooreinteilung löst sich eine
gewisse Schwierigkeit, die allerdings außerhalb der eigent¬
lichen Moorgeologie liegt und auf deren Lösung in unserem
Sinne Gothan schon andeutungsweise hin weist2):

Öothan hat nachgewiesen, daß ein Teil der deutschen
Braunkohlenlager (Lausitz, Niederrhein u. a.) in einer
Weise entstanden ist, die in der gegenwärtigen Moorbildung
keine Parallele hat. Er sagt a. a. 0., „daß man die heutige
Moorbildung unserer Gegenden nur sehr bedingt mit de«n
Braunkohlenablagerungen vergleichen darf, daß ein solcher
Versuch vielmehr in vieler Beziehung bei aller prinzipiellen
Wichtigkeit in Einzeiiheiten im Stich läßt“.

Während man bisher, dem Vorgang H. Potoniäs folgend,
Braunkohlen unterschiedslos als Waldmoorbildungen auf¬
gefaßt hat, muß man sie jetzt z. T. vielmehr gleichsam
als „Bildungen toter Flachmoore“ bezeichnen, die sich in
Gebieten periodischer Senkungen zu einer heute nirgends
mehr beobachteten Mächtigkeit anhäuften. Der Wechsel
von Stillstand und Senkung, steigendem Grund wasser und
langandauernder oberflächlicher Trockenheit, von Wasser-
durchtränkung und intensiver Einwirkung der Atmosphä¬
rilien sind im Grunde genommen nichts, als eine ins Große
übertragene und ununterbrochen wiederholte Anhäufung von
Rohhumus des Toten Flaehmoores, abgewandelt durch die
Polgewirkungen der Senkungen.

*) Gothan: Zuletzt im Braunkohlenhaudbuch, 3. Aufl., Halle
und in .Braunkohle“ 1923, Nr. 4.

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Neue Nautilus-Schnäbel aus dem Dogger
und Malm Schwabens.

Von Herrn A. Moos in Durlach.

(Mit 2 Textfiguren.)

Funde von Rkyneholithen, fossilen Cephalopoden-
gebissen, gehören im deutschen Jura zu großen Selten¬
heiten. Neuerdings hat Rüger einige Formen aus dem
Lias und Dogger Süddeutschlands beschrieben1). Hier sollen
nun neue Rhyncholithen aus dem Dogger und Malm
Schwabens geschildert werden.

I. Nautilus ( Rhyncholithes ferreus nov. sp.).

Dieser noch unbeschriebene Rhyncholith, der sich schon
seit langer Zeit in der Sammlung des geol.-paläont. Institut*
der Universität Tübingen2) befindet, stammt nach der Eti¬
kette aus dem oberen braunen Jura von Wasseralfingen
Da braun Jura C in der dortigen Gegend sehr schwach und
fossilarm entwickelt ist, kann als Fundschicht wmhl nur
der braune Jura e in Betracht kommen. Die Maßzahlen.
Verhältniswerte und Winkelgrößen des stattlichen Schnabels
zeigt folgende Liste nach der grundlegenden Terminologie
Tills8), wobei gleich die Werte für die nachher zu be¬
sprechenden Malmformen beigefügt werden (s. Fig. 1 )

von 3er «Seite

von oben

Fig. 1.

von unfen

*) L. Rüger, Die Rhyncholithen des deutschen Lias. Jahre*
her. u. Mitteil. d. Oberrhein. Geol. Ver. N. Folge, Bd. X. 1921.
S. 37—46.

2) Für die Überlassung des Stückes zur Beschreibung sage ich
Herrn Professor Hbnnio meinen herzlichsten Dank.

*) Till. Jahrbuch der k. k. geol. Reichsanstalt. 1906, 1907.
1908 und 1909.

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— 193 -

Nautilus sp. Nautilus sp. Nautilus sp

(RhynchoL ferreus nov. (Rhynch. Lochensis (Rhynch. Lochensis Till)
sp.) Wasseralfingen Till) von der Lochen von Sontheim a. Br.

30,7

8.8

6,5

6,7

7,0

25,2

6,6

5,0

4,6

5.5

24,3

5,6

4,5

4,1

5,0

17,8

5,3

4,0

3,7

5,0

20,0

6.1

4,8

4.1

5,5

15,0

5,0

3,0

3,4

3,6

11,2

3,7

2,0

2-3 •

2,9

14,2

3.7

2,7

2,8

3,2

a'S

13,5

1,05

1,12

1,0

0,65

0,69

0,74

0,61

0,79

H/B

0,71

0,61

0,57

0,68

0,58

1,68

1,22

1,66

1,35

1,53

hj /bn

1,78

1,65

800

2,40

1,78

1,*9

<£ a

670

800

74°

800

1010

1200

1280

110®

Es handelt sich um einen typischen Nautilusschnabei
im Sinne von Till. Der Rhyncholith ist ausgezeichnet
erhalten, nur am rechten Rand des Schaftes ist die Kante
etwas abgesplittert. Der Schnabel ist in eine lichtbraune
Kalkmasse versteinert. Auf dieser Masse sitzen, besonders
auf dem Schaft, Brauneisenkrusten, weiche dort die feine
Oberflächenzeichnung vernichtet haben. Auf der Kapuze
ist dagegen eine den Seitenkanten 8 parallele Anwachs¬
streifung deutlich sichtbar. Der kräftige Schnabel gehört
zu den großen Rhyncholithen. Die Größe des Schnabels des
rezenten Nautilus Pompilius übertrifft er ums Doppelte;
hinter den größten Typen Nautilus ( Rhyncholithes gigan-
teus d’Orb.) und Nautilus (Rhyncholithes Lineatus Till)
bleibt er um etwa 7s zurück. Die Form der Kapuzen¬
oberfläche ist rhombisch, da die Seitenkanten von der
Größe der Hinterkanten sind. Die Dorsalkante ist scharf
ausgebildet, kräftig gekrümmt und läuft in eine beinahe
hakenförmige Spitze aus. Die Flanken fallen ziemlich flach
von der Dorsalkante ab. Die Seitenkanten der Kapuze
sind gleichfalls stark gekrümmt und als scharfe Schneiden
ausgebildet. Auch die Hinterränder sind scharf entwickelt
und setzen so die Kapuze gegen den Schaft deutlich ab. Der
Schaft ist verhältnismäßig lang. Seine Profillinie fällt von
der Naht langsam und schwach konkav gekrümmt gegen
das Hinte rende ab. Von den Haftlinien ist infolge der
Brauneisen Überkrustung kaum etwas zu bemerken. Die
Unterseite wird von der Spitze an bis zum hinteren Viertel
von dem 20 mm langen, schwach aufgewölbten Kauwulst

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194

durchzogen, der an der Spitze am schärfsten und in der
Mitte am breitesten, nämlich 5 mm breit, ausgebildet ist
und sich bis 0,7 mm über die Grundfläche erhebt. Be¬
merkenswert sind besonders zwei flache, grubenartige Ver¬
tiefungen links und rechts des vorderen Drittels des Kau¬
wulstes, zwischen diesem und den Schneiden der Seiten¬
kanten. Im Vergleich zu dem Kauwulst des Nautilus (Rhyn¬
cholithes Romani Rüge«) ist der Kauwulst flach und wenig
scharf von der Grundfläche abgesetzt. Das letzte Viertel
der Unterseite ist wie bei allen Nautilusschnäbeln aus-
gehöhit und gegen den Schaft zu nach oben aufgebogen. Die
Absplitterung der Kante am Rande des Schaftes läßt den
inneren Aufbau desselben erkennen. Er besteht aus einer
ganz dünnen, kompakten schwarzen Außenschicht und
einer aus zur Oberfläche senkrecht gestellten Kalkspat¬
prismen zusammengesetzten Innenschicht, innerhalb welcher
sich mehrere parallele Anwachslagen erkennen lassen. Da,
wo die Innenschicht der Oberseite des Schaftes mit der¬
jenigen der Unterseite zusammenstößt, läuft eine deutliche
Trennungsfuge durch.

Was die Beziehungen zu ähnlichen Formen anbelangt,
so unterscheidet sich Nautilus (Rhyncholithes ferreus nov. sp.)
von Nautilus (Rhyncholithes Bathoniensis Till) (Till 1907,
S. 541) durch den längeren und weniger steil abfallenden
Schaft, von Nautilus (Rhyncholithes lineatus Till) (Till 1907
S. 541) durch den schmäleren Schaft und die stärkere
Skulptur der Unterseite, von Nautilus (Rhyncholithes tubc-
rorns Rüger) (Rüger 1. c. S. 45) durch die viel ein¬
fachere Skulptur der Unterseite. Am meisten Ähnlichkeit
scheint mit Nautilus (Rhyncholithes ignotus Till) (Till
1907, S. 541) vorhanden zu sein. Aber da von diesem Rhyn
cholithes ignotus Till weder Fundort noch Fundschicht
bekannt ist, halte ich, zumal da die absolute Größe auch
abweichend ist, eine Vereinigung nicht für zweckmäßig,
benenne vielmehr die Art nach der Eisenüberkrustung de-
vorliegenden Stückes, die auf eine Herkunft aus eisen-
reichen Schichten des Bfaun Jura e deutet, Nautilus (Rhyn
cholithes ferreus nov. sp.). Nach den Maßverhältnissen
fällt die neue Art in den Bereich der Mischgruppe zwischen
den Curvati und Recti Formen Tills, wozu auch der rezente
Nautilus gehört.

II. Nautilus (Rhyncholithes Lochensis Till).

Neuerdings fand Herr Lehrer Wagner in Brenz zwei
Exemplare eines kleinen Nautilussehnabels in den fossil-

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195

reichen Flaserkalken des weiß Jura s zwischen Sontheim
und Niederstotzingen an der Eisenbahnlinie Ulm — Heiden¬
heim. Der erstgefundene der beiden Schnäbel wurde zuerst
von Herrn Dr. W. 0. Dietrich in Berlin als Rhyncholith
erkannt. Herrn Lehrer Wagner bin ich für die Über¬
lassung der beiden Stücke zur Beschreibung zu großem
Dank verbunden, ferner Herrn Direktor Professor Dr. M.
Schmidt von der Naturaliensammlung in Stuttgart für die
Überlassung von Vergleichsmaterial.

Aus dem schwäbischen weißen Jura sind bis jetzt drei
Exemplare von Rhyncholithen bekannt geworden, die sich
in der Naturaliensammlung in Stuttgart befinden. Eine
große Form Nautilus ( Rhyncholithes integer 0. Fraas)
aus dem weißen Jura y von Hossingen an der Lochen4)
und zwei Exemplaren einer kleinen Form Nautilus ( Rhyn -
cholithes Lochensis Till)5) aus dem Malm « der
Lochen.

Die neuen Funde von Sontheim, beide aus¬
gezeichnet erhalten, gleichen dem Nautilus ( Rhyn -
cholithes Lochensis Till) in hohem Maße. Dies er¬
hellt sofort durch den Vergleich der Maßzahlen und Ver¬
hältniswerte der vier Exemplare in der oben gebrachten
Liste. Diese Liste, ebenso wie beifolgende Abbildung II),
verglichen mit der TiLLSchen Abbildung des Rhyn cholithes
Lochensis (Till 1908 T. XIX, Fig. 25) zeigt, daß ein
wesentlicher Unterschied zwischen den Formen aus dem

unteren und denjenigen aus dem oberen Malm nicht vor¬
handen ist. Die Beschreibung des Rhyncholith es Lochensis
bei Till paßt wörtlich auch auf die Sontheimer Exemplare.
Diese gehören demnach zweifellos zu den eigentlichen Nau¬
tilusschnäbeln, und zwar zu der Gruppe der Recti im Sinne
von Till. Es ist, nur die Frage, ob eine artliche Trennung
von Rhyncholithes Lochensis Till angebracht ist. Nun

4) Jahresh. d. Vereins f. vaterl. Naturk. in Württ. 1859. S.127.

5) Jahrb. d. k. k. geol. Reichsanstalt, 1908. S. 583.

13*

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196

gleicht, wie obige Tabelle zeigt, das Exemplar II von
der Lochen dem Exemplar I von Sontheim in den Maß-
und Verhältniszahlen in höherem Grade als dem Exem¬
plar I von der Lochen, mit dem es doch von Till ohne
Bedenken in eine Art vereinigt wurde. Bas zweite hier ab¬
gebildete Exemplar von Sontheim unterscheidet sich von dem
andern Sontheimer und den beiden Exemplaren von der
Lochen dadurch, daß die Kapuze verhältnismäßig breit und
deutlich vom Schaft abgesetzt ist, doch scheint dies eher ein
individuelles als ein generisches Merkmal zu sein. Die Auf¬
stellung einer besonderen Art ist vom morphologischen
Standpunkt für die Sontheimer Stücke nicht gerechtfertigt.

Eher könnte man geneigt sein, aus stratigraphischen
Gründen die Formen aus dem oberen Malm einer anderen
Art zuzuweisen. Daß die vorliegenden Rhvneholithen zu
keiner anderen Oephalopodengruppe gehören können als
zu den Nautilen, wird weiter unten noch auseinandergesetzi
werden. Nun scheinen die Nautilusarten deä weißen Jura
nach der unvollendeten Monographie von Lösoh’s6) eine stra¬
tigraphisch eng begrenzte Lebensdauer zu haben, so daß
nicht zu erwarten wäre, eine Nautilusart des weiß Jura *
noch an der Obergrenze des weiß Jura e zu treffen. Ver¬
mutlich aber ging von Lösch, der „sich in jahrelanger
Beschäftigung mit der Materie ein subtiles Unterscheidungs-
Vermögen angeeignet hatte“, in der Artentrennung zu weit.
Wahrscheinlich gehören die Rhvneholithen von Sontheim zu
der häufigsten Nautilusart im oberen Malm, zu Nautilus
Iranconicus Opp, von dem auch Herr Lehrer Wagner einen
hübschen Steinkern aus dem weiß Jura C der Sontheimer
Umgebung besitzt. Ganz ähnliche Nautilusformen mit stark
gekrümmter Sutur kommen schon im weiß Jura a und }
der Lochen vor, so daß E. Fischek7) kein Bedenken trug,
sie zu Nautilus Iranconicus Opp. zu stellen. Also gehören
auch die Schnäbel von der Lochen wahrscheinlich zu dieser
Nautilusart. Die unmittelbare Vereinigung der Schnäbel
mit Nautilus Iranconicus Opp., könnte aber erst nach einem
beweisenden gemeinsamen Fund von Schale und Schnabel
vorgenommen werden. So sind die neuen Sontheimer Stücke
einstweilen als Nautilus ( Rhyncholithes Lochensis Till)
zu bestimmen.

6) von Lösch. Die Nautilen des weißen Jura. Paläon togr&phica.
Bd.6i. S. 57 bis 145.

7) E. Fischeu. Geol. u. pal. Abhandl. Herausgegeben von
E. Koken. Neue Folge, Bd. XI, Heft 4. Jena 1913. S. 36 und 41.

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197

Die beschriebenen Rhyncholithen gehören zu den „Nau-
tiiusschnäbeln“ im Sinne von Till. Daß die Nautilus¬
schnäbel zu Nautilusschalen gehören, ist bei der durchaus
identischen Organisation der Nautilusschnäbel mit dem
Schnabel des rezenten Nautilus überaus wahrscheinlich.
Neuerdings hat nun Rüger hiegegen Einwendungen ge¬
macht8). Rüger beruft sich hierbei9) auf Till, der beson¬
ders betonen würde10), daß die vielen Rhyncholithenarten
vom Nautilustypus nicht ihr zahlenmäßiges Verhältnis zu
den Schalenresten der verschiedenen Nautilusarten finden
würden. Doch führt an der angegebenen Stelle Till etwas
anderes aus, nämlich daß nach der Häufigkeit der Funde
unmöglich alle Rhyncholithen, also die vom „Nautilus — “
und die vom „Nichtnautilusty p“, wie noch Zittel
1884 im Handbuch der Paläontologie angenommen hatte,
Nautiliden zugeschrieben werden könnten, daß vielmehr
die „Nichtnautilusschnäbel" wahrscheinlich zu andern Ce-
phalopoden gehören. Daß die Schnäbel vom Nautilustyp
zu Nautilusschalen gehören, daran hat Till durchaus nicht
gezweifelt, betont es vielmehr an verschiedenen Stellen
nachdrücklich: So 1907 a. a. O. S. 538 „die vom rezenten
Nautilusschnabel in nichts Wesentlichem verschiedenen
Schnäbel dürfen und müssen also in den Fossillisten auch
unter der Gattung Nautilus angeführt werden“, und 1907
a. a. O. S. 655 „Zahlreiche Rhyncholithen dürfen mit
Bestimmtheit als echte Nautilusschnäbel gefaßt werden:

1. weil sie wiederholt in Verbindung mit Nautilusschalen
gefunden wurden;

2. weil sie dem rezenten Nautilusschnabel in allen
wesentlichen Merkmalen gleichen.“

Die Berufung Rügers auf Till kann also nicht an¬
erkannt werden, und so sind noch die eigenen Argu¬
mente Rügers ins Auge zu fassen. Rüger führt aus,
daß man eine Reihe von Horizonten mit zahlreichen Nau¬
tiliden kenne, aus welchen kein einziger „Nautilusschnabel“
bekannt sei, umgekehrt solche „Nautilusschnäbcl“ aus
Schichten ohne Nautiliden. Der erste Teil der Behauptung
ist richtig. Dies kann auf folgenden Ursachen beruhen:

1. Schon Till und auch Rüger erwogen die Möglich¬
keit, daß die Schnäbel nach dem Tode der Tiere aus-

*) A. a. 0. S. 43.

9) A. a. O. S. 43.

i°) A. a. O. 1906, S. 135.

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- 198 —

faulten und zu Boden fielen, während die Schalen noch
weiter gedriftet und getrennt von den Schnäbeln vom Sedi¬
ment eingehüllt wurden. Daß bisher noch keine Schichten
mit zahlreichen Nautilusschnäbeln nachgewiesen wurden und
daß in den unter ganz besonderen Bedingungen entstandenen
alpinen Aptychenschichten keine Nautilusschnäbel gefunden
wurden. l>eweist gegen diese Möglichkeit meines Erachtens
nichts.

2. Es ist vorerst noch mit Rüger in Betracht zu ziehen,
daß vielleicht auch ein Teil der mesozoischen Nautiliden
keine erhaltungsfähigen Kiefer besaß.

3. Der Hauptgrund, weshalb man noch so wenige Nau¬
tilusschnäbel kennt, ist sicherlich der, daß diese beim
Sammeln bisher nicht genügend beachtet wurden. Darauf
weist z. B. der Umstand, daß, nachdem der erste Schnabel
aus dem Sontheimer Steinbruch als solcher erkannt wor¬
den war, aus demselben Steinbruch alsbald ein Duplikat
gezogen werden konnte. Aus dem kleinen Juragebiet der
Kraichgausenke wurden schon zwei Rhyncholithen bekannt.
Dies läßt vermuten, daß in den weiten Juratafeln
Schwabens und Frankens noch viel mehr stecken.

Der zweite Teil der RüGEßSchen Behauptung dagegen,
daß man Nautilusschnäbei aus Schichten ohne Nautiliden
kenne, ist unzureichend begründet. Rüger hebt einmal
mit Roman und Quenstedt hervor, daß der Nautilus
( Rhyncholithes Romani Rüger) sich in der Pentacriniten-
bank des Lias a gefunden habe, während der Nautilus
striatus Sow. sich einige Horizonte tiefer befinde. Doch
dürfte der Nachweis, daß in der Pentacrinitenbank noch
keine Nautilusschale gefunden wurde, nicht zu führen
sein, da die bisherigen Aufsammlungen für gewöhnlich
nicht nach Unterabteilungen der QüENSTEDTSchen Buch¬
staben gesondert wurden. Daß sich der Nautilus (Rhyn¬
cholithes elegans Rüger) bei Maisch dicht über der Bank mit
Arietiles Bucklamti Sowr. vorfand, an deren Basis Nautilus
striatus Sow., vorkommt geht aus der Schilderung
Rügers11) selbst hervor. So ziemlich üterall, w^o Nautilus-
schnäbel gefunden wurden, sind auch Schalen bekannt
geworden. So fehlen Nautilussehalen z. B. weder dem braunen
Jura Y/b, worin der Nautilus ( Rhyncholithes tuberosus Rügeb)
nachgewiesen w urde, noch dem braunen Jura e, woher der
hier beschriebene Nautilus {Rhyncholithes ferreus n. sp )

n) A. a. O. S. 42.

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199

stammt, noch dem weiß Jura <x der Lochen, noch dem
oberen Malm von Sontheim an der Brenz. d’Obbignt
hat ja schon seinerzeit aus dem Zusammenvor¬
kommen von Bhyncholithcs Ibieatus und giganteus mit den
betreffenden Nautilusschalen die Zusammengehörigkeit der
Reste gefolgert. Ganz zu schweigen von den Muschelkalk-
Rliyneholithen, deren Zugehörigkeit zu Nautilus bidorsatus
auch Rüg ei: zugibt.

Spricht so das stratigraphische Vorkommen durchaus
nicht gegen die Zusammengehörigkeit von Nautilusschnäbeln
und Nautilusschalen, so wird diese Zugehörigkeit durch
die morphologische Betrachtung zur Sicherheit erhoben.
Die Nautilusschnäbel sind so eigenartige und komplizierte
Organe, daß es allem, was wir von organischer Ent¬
wicklung wissen, widersprechen würde, wenn diese Ge¬
bilde bei verschiedenen Tiergruppen in genau derselben
Ausprägung entstanden wären. Dies würde einen unver¬
einbaren Gegensatz zu der originalen Mannigfaltigkeit der
Natur bedeuten, welche neuerdings Dacqu6 in seiner ver¬
gleichenden biologischen Formenkunde der fossilen niederen
Tiere mit Recht hervorhob.

Es muß also unbedingt daran festgehalten werden, daß
die hier beschriebenen Nautilusschnäbel, wie sämtliche
..Nautilusschnäbel“ im Sinne von Till zu Nautilusschalen
gehören. Mögen diese Zeilen dazu beitragen, die Auf¬
merksamkeit auf die merkwürdigen und interessanten Ge¬
bilde der Rhyncholithen zu lenken, damit vielleicht bald
auch auf Grund von vermehrtem Material die noch völlig
im Dunkeln schwebende Frage der „Nichtnautilusschnäbel“
Tills einer Iiösung näher gebracht werden kannl

[Manuskript eingegangen am 27. Juli 1923.]

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200

Studien zur Geochemie des Inkohlungs¬
prozesses.

Von Herrn W. Petrascheck und Fräulein Berta Wilser1)

in Leoben.

(Mit 5 Textfiguren.)

Der Prozeß der Inkohlung erfolgt in zwei Etappen. Die
erste ist im wesentlichen ein biochemischer Prozeß und
besteht in der Vertorfung. Das Mikroskop gibt uns darüber
Auskunft, wie weit die Vertorfung vor der Kohlenbildung
vorgeschritten war. Der Vertorfungsprozeß selbst kann an
den Torflagern studiert werden. Nach der Vertorfung, die
in verschiedenen Stadien unterbrochen werden kann, setzen
geochemische Prozesse ein, deren Verlauf wir nur aus
Analogieschlüssen beurteilen können. Die geochemischen
Prozesse sind aber für die Qualität der Kohlen von größerer
Wichtigkeit. Daß für die Inkohlung der Gebirgsdruck von
großer Wichtigkeit ist, ist schon lange bekannt. Daß aber
der Gebirgsdruck der allerwichtigste, für die Qualität maß¬
gebende Faktor ist, haben David White2) und W. Petba-
scheck3) in neuerer Zeit an amerikanischen und europäischen
Kohlenlagern erwiesen.

Die nachfolgenden Untersuchungen verfolgen den Zweck,
die Geochemie des Inkohlungsprozesses weiter aufzuklären.
Zum Teil gehen die Untersuchungen schon ziemlich lange
zurück. Sie wurden durch den Krieg unterbrochen und
mußten, da die Analysen unvollständig waren, an frischem
Material wiederholt werden. Leider war das nach dem
Kriege gesammelte Material kleiner als jenes, das vorher
gesammelt wTurde, weil die politische Neugestaltung den

*) Bei der vorliegenden Untersuchung erfolgte eine Arbeits¬
teilung in der Art, daß der chemisch -analytische Teil der Arbeit
im wesentlichen von dem einen (B. W.)f die Anordnung und
Auswertung der Versuche im wesentlichen von dem anderen
(W. P.) von uns beiden übernommen wurde.

“) The Origin of Coal, Bureau of Mines Washington Bull 38.
1913.

3) Kohlengeologie der österreichischen Teilstaaten. Berg- u.
Hüttenmänn. Jahrbuch. 1922.

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201

früher häufigen Reisen in das oberschlesische Kohlenbecken
ein Ende setzte.

Einfluß der Tiefenlage auf die Qualität der Kohlenflöze,

(Primäre Teufenunterschiede.)

Weit verbreitet ist in Bergmannskreisen die Ansicht, daß
die Kohlen mit der Tiefe besser werden. Diese unklare
Vorstellung hängt wohl vor allem zusammen mit dem Ein¬
fluß der Verwitterung in der Nähe der Tagesoberfläche.
Systematische Untersuchungen an frischen Kohlen liegen
nur aus einigen belgischen und französischen Steinkohlen¬
revieren vor. Sie zeigen eine Abnahme der flüchtigen
Bestandteile, die 1% und auch mehr auf 100 m betragen kann.
Erfolgversprechend sind derartige Untersuchungen nur bei
steil liegenden Flözen, weil sonst auch die Möglichkeit hori¬
zontaler Qualitätsänderungen in Betracht zu ziehen ist.

Die Untersuchungen müsse« sich auf die Zusammen¬
setzung der Reinkohle beschränken, weil der Aschengehalt
mit der Inkohlung nichts zu tun hat und nur geeignet wäre,
die Sachlage zu verdunkeln. Aber auch der Wassergehalt
muß aus technischen Gründen wohl meist unberücksichtigt
bleiben, denn ma« wird keine Grube finden, die in vielen
Hundert Metern Tiefe baut und in der man in viel ge¬
ringerer Tiefe Kohle noch mit unverändertem Wassergehalt
antreffen kann. Bohrproben scheiden für die Beurteilung
des Wassergehalts aus. Aber auch verschiedene Analysen
verschiedener Zeiten sind in bezug auf die Wassergehalte
nicht vergleichbar, weil der Wassergehalt allzusehr von
der Probenahme beeinflußt wird.

Daß aber ein Einfluß der Tiefe auf die Qualität der
Kohlen vorhanden ist, zeigt schon die bloße Durchsicht der
Analysen aus älterer und neuerer Zeit, wenn man solche
Gruben berücksichtigt, die nur ein oder ganz wenige, steil
einfallende Flöze besitzen, die also ziemlich schnell in die
Tiefe gelangen. Beispiele aus Schwackhöfebs bekanntem
Buch1), die durch neuere Analysen ergänzt wurden, mögen
dies verdeutlichen. Die Änderung in der Zusammensetzung
der Reinkohlen kommt am sinnfälligsten im Sauerstoffgehalt
zum Ausdruck. Es braucht nicht eingewendet zu werden,
daß bei der üblichen Elementaranalyse der Kohlen der
Sauerstoff nur als Differenzbestimmung erhalten wird. Die

4) Die Kohlen Österreich-Ungarns. 1. bis 3. Auflage.

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202

Elementaranalyse der Kohlen ist so einfach, daß man nicht
wird behaupten können, sie sei in den achtziger Jahren
des vorigen Jahrhunderts ungenauer ausgeführt worden als
heute.

Vergleicht man bei solchen Gruben, die rasch in die
Tiefe kommen, die in den verschiedenen Auflagen des
ScHWACKHöFERschen Buches gesammelten Analysen, so er¬
kennt man, daß die neueren Analysen, also die aus größerer
Tiefe stammenden Kohlen, sich durch abnehmenden Sauer-
stoffgehalt auszeichnen. Zur Kontrolle beschafften wir uns
Analysen aus den tiefsten Sohlen von heute. Sie bestätigten
die Erscheinung weiter. Der Stickstoffgehalt kann dort,
wo er nicht separat bestimmt wurde, als konstant ange¬
nommen werden. Er kann wegen seiner Kleinheit das
Resultat nicht beeinflussen.

Einige Beispiele mögen das beleuchten.

In den Rossitzer Steinkohlengruben (Fettkohle) in
Mähren ergaben die Analysen aus den Jahren 1880 — 85
einen O-Gehalt von 7,89%, im Jahre 1922 (Muster aus der
tiefsten Sohle) dagegen nur noch etwa 1% (0-4-N = 2,17%.
N ist etwa 1,2%). Die Gruben sind in diesem Zeitraum
um etwas über 500 m nachgeteuft worden.

Die karbonische Sinterkohle in Schatzlar (Böhmen) hatte
1888 14,2% O, 1902—09 nur noch 10,84% O. Die Gruben
wurden hier in der Zwischenzeit um 400 m vertieft. Die
Zahlen von Schatzlar sind weniger beweisend als jene
von Rossitz, weil mit der Tiefe eine neue Flözgruppe in
Angriff genommen wurde und überhaupt eine größere Zahl
von Flözen in Betracht kommt; die Analysen von Rossitz
dagegen beziehen sich auf drei dicht nebeneinander liegende
Flöze.

Die Steinkohle (Flammkohle) der Oberkreide (Gösau)
von Grünbach (Niederösterreich) wies eine Abnahme um
3,32% O auf in den Jahren zwischen 1888 und 1910. Die
Gruben sind hier* um etwa 200 m vertieft worden.

Das untermiocäne Braunkohlenflöz (Glanzkohle) von
Fohnsdorf (Steiermark) zeigt eine Sauerstoffabnahme um
4,13% während der Abbaujahre 1888 bis 1924 (O -4- N um
etwa 3,9%). Die Gruben wurden dabei um 500 m vertieft»

Es ergibt sich also bei den verschiedenen Kohle nquali-
täten mit der Tiefe eine Abnahme an Sauerstoff. Die Bei¬
spiele könnten noch vermehrt werden, denn ähnliches zeigt
die Kohle des Brucher Revieres in Böhmen oder die Kohle

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203

der Sofienzeche im Ostrauer Reviere u. a. m. Man kann
also sagen, daß auf 500 m Tiefe der Sauerstoff*
gehalt der Kohlen um 3 bis 7<>/o abnimmt oder,
da der Sauerstoff, ähnlich wie die Asche, nur ein Ballast,
in der Kohle ist, der Heizwert um etwa 200 Kalorien zu¬
nimmt. Die Verminderung des O-Gehaltes bedingt selbst¬
verständlich eine Zunahme des fixen Kohlenstoffs mit der
Tiefe. Es ist ferner nicht zweifelhaft, daß der Abnahme an
O auch eine Abnahme an hygroskopischem Wasser ent¬
sprechen wird. Ihn numerisch zu erfassen, ist aber aus
den anfänglich erwähnten Gründen nicht möglich gewesen.
Würde man den Wassergehalt berücksichtigen, so ergäbe
sich ein etwas höherer Wert für die Qualitätsverbesserung
der Kohle mit der Tiefe.

Die HILTsche Regel bei mesozoischen und kftnozoischen

Kohlen.

In den verschiedensten Steinkohlenrevieren ist fest¬
gestellt worden, daß die Menge der flüchtigen Bestand¬
teile in der Kohle von den liegenderen Flözen zu den
hängenderen gesetzmäßig zunimmt. Freilich muß betont
werden, daß die Gesetzmäßigkeit oft nur im großen ganzen
gilt und einzelne Flöze mitunter beträchtliche Ab¬
weichungen zeigen. Die Regel wurde bisher immer
nur in Kohlenbecken der Karbonformation geprüft.
Sie gilt nicht für das Waldenburger Revier, worauf später
eingegangen werden soll. Es schien uns von Interesse, die
Frage zu prüfen, ob die HiLTsche Regel auch bei jüngeren
Kohlen Gültigkeit hat. In Frage konnten naturgemäß nur
solche Kohlenreviere kommen, welche eine größere Anzahl
von Flözen besitzen.

Für die folgenden Untersuchungen wurden Schlitzproben
verwendet, welche quer über die Flöze gelegt wurden und
von denen dann ganz korrekt Durchschnittsmuster für die
Analyse gezogen wurden. Die Proben kamen in dicht ver¬
schlossenen Blechbüchsen an. Wir wollen nicht ver¬
absäumen, auch hier den betreffenden Bergverwaltungen
für die Bemühungen im Interesse dieser Untersuchungen
unseren Dank auszusprechen.

Selten nur ist ein Flöz einheitlich. Gewöhnlich zeigt
die Kohle stärker und weniger stark glänzende Streifen.

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204

Es ist bekannt, daß die matteren Streifen reicher an j
flüchtigen Bestandteilen sind. Von noch größerem Einfluß I
ist das Auftreten von Faserkohle, die immer viel ärmer |
an flüchtigen Bestandteilen ist als die sie umhüllende Kohle
Petrascheck hat einschlägige Angaben veröffentlicht Es
ist klar, daß die jeweilige Menge solcher Kohlenarten das
Ergebnis der Analyse stark beeinflussen und die Gültigkeit
der HiLTSchen Begel verschleiern kann. Es wäre richtiger, |
die Kohle in Glanzkohle und Mattkohle zu separieren, was I
mit Hilfe von Flotationsverfahren möglich ist, und auch
die Faserkohle, die leicht auszusondern ist, abzuscheiden i
und diese einzelnen Kohlenarten flözweise zu analysieren, i
Da die Faserkohle von größtem Einfluß ist, beschränken wir '
uns darauf, ihre Gegenwart zu kontrollieren. In keiner der
untersuchten Kohlen war sie in solcher Menge vorhanden,
daß ein nennenswerter Einfluß auf das Analysenresultat
zu befürchten gewesen wäre.

Die Kohlen des Fünfkirchener Revieres
in Ungarn.

Der flözführende Lias von Fünfkirchen (Pecs) ist etwa
400 m mächtig und enthält ungefähr 30 Flöze, die aber
nicht überall bauwürdig sind. Mergel und Kalke des Lias,
Dogger und Malm, deren Mächtigkeit wir auf 2000 m
schätzen, überlagern die Kohlenformation konkordant. Die
Gegend zeigt Faltung und vorwiegenden Schuppenbau.
Vadasz verlegt die Gebirgsbildung in die Zeit der Unter¬
kreide.

Herr Bergrat Dr. Jicinsky ließ uns die Kohlenproben
zugehen und auch im gewerkschaftlichen Laboratorium ana¬
lysieren. Kontrollanalysen, die hier angefertigt wurden,
zeigten hinlängliche Übereinstimmung. Wir führen die Unter¬
suchungsergebnisse des Laboratoriums in Pecs an.

Die Proben stammen aus drei verschiedenen Sohlen,
deren Niveauunterschied im ganzen 180 m beträgt Um
auf gleiche Tiefe reduziert zu werden, müßte der fixe
Kohlenstoff bei Flöz 2, 23 und 24 um 1 oder 2<>/o erniedrigt
werden. Flöz 22 zeigt etwas Faserkohle, so daß für das¬
selbe eine etwas zu hohe Zahl erhalten wurde.

Die Flöze sind vom Liegenden zum Hangenden nume¬
riert. Die Proben entstammen dem Neu-Franz-Josef-Schacht.

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205

Flöz

Wasser

Asche

°/o

1,65

19,20

1,49

30,93

1,00

23,06

1,57

14,40

1,65

34,30

1,52

16,35

13,10

1,26

13,58

1,14

5,25

1,09

8,63

0,97

17,94

0,88

12,32

0,78

12,80

VerkokungB-

Fixer

rückstand

Kohlenstoff

°/o

80,00

76,83

81,05

74,17

80,35

76,44

81,08

79,36

81,42

73,57

80,00

77,50

79,76

77,74

79,82

77,80

78,32

78,66

76,40

75,07

78,22

74,35

77,88

75,54

78,53

76,07

Zur Verdeutlichung sei auf das Schaubild (Fig. 1) ver¬
wiesen, bei dem als Abszissen die wahren Schichtenmächtig¬
keiten genommen wurden.

Fig. 1. Das Brennstoffverhältnis in den Liassteinkohlen
von Fünfkirchen.

Die Liassteinkohle von Beschitza im rumä¬
nischen Banat.

Die flözführenden Liasschichten sind 200 bis 300 m
mächtig und werden von Lias- und Juraschichteif, die gegen
1000 m dick werden, überlagert Es scheint nach den An¬
gaben der Literatur zu vermuten, jedoch fraglich zu sein,
ob die hängenderen Juraschichten eine ganz konkordante
Schichtenfolge darstellen. Transgressionen im Dogger sind

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206

vorhanden. Die intensive Faltung ist unterkretazeisch, wie
aus den Feststellungen von Schafarzik6) folgt

Zur Untersuchung kamen die Kohlen des Kolowrat-
schachtes in Anina. Die Kohle ist eine Fettkohle. Faser¬
kohle, die im dortigen Reviere zeitweilig reichlich vor¬
kommt, war in den Analysenproben in nur ganz geringer
Menge nachweisbar.

Die Flöze sind in der Reihenfolge vom Hangenden zum
Liegenden angeführt. Die Proben stammen aus gleicher
Tiefe. (Fig. 2.)

Fig. 2. Das Brennstoff Verhältnis in den Liassteiukohlen
von Reschitza.

Flöz

Wasser

Asche

Verkokungs¬

rückstand

Fixer

Kohlenstoff

°/o

Hauptflöz . .

. 1,51

3,98

70,59

70,47

Mittelflöz . .

. 3,57

6,96

70,69

75,03

1. Liegendflpz .

2,40

2,62

72,17

73,39

2. Liegendflöz .

1,55

8,97

74,32

73,04

3. Liegendflöz .

3,44

4,06

67,07

68,11

5) Jahresber. k. ungarische geologische Reichsanstalt, 1911.
S. 154,

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— 207 —

Die Kreidekohle von Grünbach am Schnee¬
berg in Niederösterreich.

Die Kohlen liegen in den senonen Gosauschichten. Die
flözführende Serie ist etwa 100 m mächtig und wird von
hangenden Kreideschichten konkordant überlagert, die eine
Mächtigkeit von 1500 m erreichen dürften. Die Kohle ist
eine Flammkohle, frei von Faserkohleneinschlüssen. Die
Proben stammen aus gleicher Tiefe. Die Flöze sind vom
Hangenden zum Liegenden numeriert. (Fig. 3.)

Fig. 3. Das Brennstoffverhältnis in den Kreidesteinkohlen
von Grünbach.

Flöz

Wasser

Asche

3,49

9,34

4,00

4,98

3,69

9,68

4,84

4,17

3,80

5,68

VII

3,84

5,08

VIII

4,24

10,32

Verkokungs¬

Fixer

rückstand

Kohlenstoff

°/o

56,15

53,69

55,63

55,64

54,59

51,84

54,27

55,06

55,20

54,70

54,22

53,95

57,17

54,83

Die oligocäne Molassesteinkohle
des Zsiltales in Siebenbürgen.

In der oligocänen Molasse des Zsiltales liegen z. T. sehr
mächtige Flöze echter Steinkohle. Die Molasse bildet eine
tiefe Faltenmulde innerhalb der Karpathen. An den Rändern
findet sich steile Aufrichtung der Schichten und Flöze, aber
auch quer zur Längsachse zeigt die Ablagerung eine deut-‘
liehe Faltung. Die flözführende Zone wird bis zu 400 m

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208

mächtig und wird von 700 m mächtigen flözleeren Oligocän-
schichten überlagert. Unter dem Einfluß der Faltung jener
mächtigen Formation ist trotz des jungen Alters der
Schichten eine echte Steinkohle entstanden, deren Qualität
von Ost gegen West besser wird.

In Lupeny liegen die westlichsten, derzeit in Betrieb
befindlichen Gruben. Ihre Kohle wird verkokt. Der Koks
ist als Hüttenkoks wegen des hohen Schwefelgehalts der
Kohle nicht verwendbar. Die Kokerei erfolgt unter Ge¬
winnung der Nebenprodukte, wie es bei der Steinkohlen-
kokerei üblich ist. Die Kohlen der etwas östlicher liegen¬
den Grube Vulkan sintern.

Die Proben sind in jeder Grube in gleicher Tiefe ent¬
nommen worden. Faserkohle ist nirgends vorhanden. Die
Flöze sind vom Liegenden zum Hangenden numeriert.

Vulkan (lufttrockene Kohlen). Fig. 4.

Flöz

Wasser

Asche

Verkokungs-

rückstand

Fixer

Kohlenstoff

°/o

n/o

°/o

2,45

5,39

55,20

54,04

XIII

2,76

5,32

56,21

55,36

2,46

4,80

53,21

52,19

VIII

2,63

7,30

54,41

52,30

VII

2,74

10,04

56,91

53,73

2,41

5,40

54,71

53,48

2,77

7,53

57,00

55,15

III

2,90

4,49

57,88

55.26

Lupeny6).

Fig. 6.

Flöz

W asser

Asche

Verkokungs¬

rückstand

Fixer

Kohlenstoff

°/o

VIII

2,20

10,83

61,76

58,56

VII

1,91

10,70

56,84

52,79

2,18

3,98

59,58

59,29

III

1,76

7,93

60,52

58,23

1,24

8,23

59,78

57,60

1,85

8,30

60,19

57,75

1,86

14,64

63,32

55,63

Die vorst ehe n den U ntersuchungen zeigen,
daß für keines dieser mesozoischen und käno-
zoischen Kohlenreviere die Gültigkeit der
Hi lt sehen Regel nachweisbar ist.

6) Die Gruben Vulkan und Lupeny haben verschieden**
Nummerierung für ihre Flöze.

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209

Es wurde oben schon darauf verwiesen, daß unter den
kar bomschen Steinkohlenrevieren jenes von Waldenburg eine
Ausnahme bildet, weil auch dort das Hii/rsche Gesetz nicht
zutrifft. Da die Möglichkeit bestand, daß jene Unregel¬
mäßigkeit nur für das engere Waldenburger Gebiet gelten

Fig. 4. Das Brennstoffverhältnis der Molassesteinkohle
des Zsiltales (Vulkan).

Fig. 5. Das Brennstoff Verhältnis der Molassesteinkohle
des Zsiltales (Lupeny).

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2/0

könne, ließen wir uns auch aus anderen Teilen des Kohlen¬
beckens Analysenzusaramenstellungen kommen, die von den
betreffenden Bergbauunternehmungen in dankenswerter Be¬
reitwilligkeit geliefert wurden. Ohne auf die Details einzu¬
gehen, sei erwähnt, daß auch für die Schatzlarer Stein-
kohlengruben am böhmischen Muldenflügel und für die cons.
Wenceslausgrube im Neuroder Reviere die Hii/rsche Regel
nicht zutrifft. Dahingegen ist sie bei den Flözen der
cons. Rubengrube in Neurode noch erkennbar. Die Frage
verdient weitere Untersuchung, denn es wurde oben gleich¬
falls schon darauf verwiesen, daß durch flözweise wechselnde
Mengen von Glanzkohle, Mattkohle und Faaerkohle (Clarain.
Durain und Fusain) die Gesetzmäßigkeit einfach verschleiert
werden kann.

Wir wollen der allgemeinen Anschauung folgend an*
nehmen, daß für das mittelsudetische Steinkohlenbecken
die Hi Lisch e Regel nicht gilt, dann fragt es sich, was
unterscheidet dieses Becken ebenso wie die erwähnten
jüngeren Steinkohlenreviere von den großen Karbonbecken,
in denen die Regel gilt? Ein durchgreifender Unterschied
scheint uns in dem Zeitraum zu liegen, der zwischen Ab¬
lagerung der Kohlenflöze und Zeitpunkt der darauf folgen¬
den Gebirgsbewegung liegt.

Die Fiöze der großen paralischen Reviere gehören ins
untere und mittlere Oberkarbon. Gefaltet wurden sie im
Perm. Die Saarkohle ist mitteloberkarbonisch, ihre Faltung
oberrot liegend.

Dagegen wurden die mittelsudetischen Flöze gleich nach
ihrer Ablagerung, d. h. noch im unteren und mittleren
Oberkarbon von Gebirgsbildungen ergriffen, wie die Dis¬
kordanzen zwischen Waldenburger und Weissteiner bzw.
zwischen Schatzlarer und Ottwreiler Schichten zeigen. Der
Lias von Fünfkirchen wurde in der Unterkreide, jener des
Banat gleichfalls in der Unterkreide, wenn nicht schon
im Jura das erste Mal gefaltet. Die senonen Gosaukohlen
wurden im Eocän, die oligocänen Zsiltaler Kohlen im
Miocän gefaltet. Berücksichtigt man, daß die älteren For¬
mationen wesentlich größere Zeiträume darstellen als die
jüngeren, dann ist die Vermutung wohl berech¬
tigt, daß in den Revieren, in denen die
HiLTSche Regel nicht gilt, der Belastungs¬
druck und; die reaktionsbeschleunigend
wirkende erhöhte Temperatur vor der Fal-
tungnichtso lange aufdie Kohle gewirkt hat

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211

Pflanzen und Kohlenqualität. Einfluß des Nebengesteins.

Die Verfechter jener Anschauung, daß die Qualität der
Kohlen durch das Alter bestimmt wird, wiesen auch darauf
hin, daß die Flora verschiedener Epochen verschieden war,
daß demzufolge auch das Ausgangsmateriai der Kohlen ver¬
schieden gewesen sein müsse. Es lohnt sich deshalb zu
untersuchen, welchen Einfluß die Flora auf die Qualität
der Steinkohlen hat.

Lange ist schon bekannt, daß verschiedene Karbon¬
pflanzen bei der Elementaranalyse ihrer Kohle keine durch¬
greifenden Unterschiede erkennen lassen. Da sich aber die
Qualitätsunterschiede der Steinkohlen nicht so sehr in der
Elementaranalyso als in der Immediatanalyse, d. h. im
Gehalt an flüchtigen Bestandteilen und im Verhalten des
Verkokungsrückstandes ausdrücken, waren Untersuchungen
in dieser Kichtung anzustellen. Da sich die Kohle im Laufe
der Zeit an der Luft ändert, war altes und Museumsmaterial
für diese Untersuchung nicht verwendbar. Dies erschwerte
sehr die Auswahl, weil alles erst gesammelt werden mußte.
Unser Bestreben ging dahin, dieselben Pflanzengattungen
( Sigillaria , Lepidodendron und Calamites) aus den gleichen
Schichtgruppen in Schieferton sowohl wie in Sandstein
(Entgasungsmöglichkeit) eingebettet, aus stärker und weniger
stark gefalteten Schichten mit einander zu vergleichen. Das
oberschlesische Kohlenbecken mit seinen gefalteten Schich¬
ten im Westen und den ungefalteten Schichten am Ostrande
bot Gelegenheit zu solchen Aufsammlungen. Wegen der
Pflanzenarmut der Ostrauer Schichten und namentlich ihrer
Sandsteine war es aber unmöglich, das Untersuchungs¬
material in nur halbwegs erschöpfender Vollständigkeit zu¬
sammen zu bekommen, obwohl wiederholte Sammlungs¬
reisen zu diesem Zweck unternommen wurden. Die Samm¬
lung erfolgte zunächst vor dem Kriege. Auch ein Teil
der Analysen wurde damals schon gemacht. Die Mobili¬
sierung unterbrach die Arbeit, die Analysen waren vom
Chemiker nicht gekennzeichnet. Die Sammlungsarbeit mußte
nach dem Kriege neu begonnen werden, wobei Herr Dr. ing.
Patteisky in Schles. Ostrau uns wertvolle Hilfe leistete.
Sie blieb trotzdem noch lückenhaft. Es fehlt uns die Ge¬
legenheit zur Vervollständigung, so daß zur Veröffentlichung
des lückenhaften Berichtes geschritten werden muß.

Bei allen Untersuchungen über die Koksausbeute wäre
es vorteilhafter gewesen, statt der MucKSchen Probe im

14*

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2/2 —

Platintiegel den im Vorjahr von Lbssino konstruierten
Apparat zu verwenden. Unsere Untersuchungen waren aber
schon zum größten Teil beendet, als Lbssino seine Kon¬
struktion veröffentlichte7).

Alle Kohlen bestanden aus Glanzkohle (Clarain).

SigiUaria (Nebengestein Schiefertor)
Turacher Alpe8), anthra- Wasser .... l,08°/0

zitführendes, alpines Asche .... 45,83

Oberkarbon Verkokungsrückst. 94,12 sandig

Fixer Kohlenstoff 77,4

Westfälische Fettkohlen¬
gruppe8)

Schles. Ostrau, Michaeli-
Grube, Mittel im Ga-
brielen-Flöz, Gaskohlen
der oberen Ostrauer
Schichten

Wasser .... 0,88°/0

Asche .... 6,19

Verkokungsrückst. 76,83 stark gebläht
Fixer Kohlenstoff 76,8

Wasser .... 2,90 °/0

Asche .... 9,87

Verkokungsrückst. 67,81 gesintert
Fixer Kohlenstoff 64,12

Karwin, Gabrielen-Zeche, Wasser .... 2,66 °/0

Eudaer Schichten (Gas- Asche .... 10,43

kohlen) Verkokungsrückst. 70,9 geschmolzen,

nicht gebläht

Fixer Kohlenstoff 69,6

Karwin, Franz- Josef- Wasser .... 2,15°/0

Schacht, untere Rudaer Asche .... 16,90

Schichten, Gaskohlen Verkokungsrückst. 71,9 sandig

(6 Jahre im Zimmer auf- Fixer Kohlenstoff 67,9

bewahrt)

Niemce(Rus8.-Polen) obere Wasser .... 13,70 %

Ostrauer Schichten, Asche .... 16,90

Flammkohle Verkokungsrückst. 62,2 sandig

Fixer Kohlenstoff 65,3

SigiUaria (Nebengestein Sandstein)

Schles. Ostrau, Michaeli- Wasser .... 3,91 °/0

Schacht, über Johann-Fl., Asche .... 6,32

Gaskohle Verkokungsrückst. 64,3 schwach

sintert

Fixer Kohlenstoff 64,6

Ebendaher Wasser .... 3,90 %

Asche .... 5,41

Verkokungsrückst 64,5 schwach
sintert

Fixer Kohlenstoff 65,1

7) Fuel, 1923, Nr. 152.

8) Diese Analyse verdanken wir der Gefälligkeit von Prof.
Dr. Fleissnkr in Leoben.

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213

Lepidodendron (Nebengestein Schieferton)

Schles. Ostrau, Emma- Wasser .... 2,7 8°/0

schacht, Halde, Fett- Asche .... 6,68

kohlen, obere Ostrauer .Verkokungsrückst. 64,96 geschmolzen,
Schichten schwach ge¬

bläht

Fixer Kohlenstoff 64,4

Schles. Ostrau, Hermene- Wasser .... l,85°/0

gilde Schacht, Halde, Asche .... 7,39

Gaskohle, obere Ost rauer Verkokungsrückst. 69,3 gesintert
Schichten (6 Jahre in Fixer Kohlenstoff 68,2
Glasflasche aufbewahrt)

Karwin, Gabrielen-Zeche, Wasser .... 2,08%

untere Rudaer Schich- Asche .... 6,28

ten, Gaskohle Verkokungsrückst. 67,8 geschmolzen

und gebläht

Fixer Kohlenstoff 67,1

Dabrowa (Russ.-Polen) Wasser .... 9,77 °/0

Flora -Grube, obere Asche .... 19,73

Ostrauer Schichten, Verkokungsrückst. 62,3 sandig

Flöz 2, Flammkohle Fixer Kohlenstoff 60,4

Lepidodendron (Nebengestein Sandstein)

Schles. Ostrau, Michaeli- Wasser .... 4,l4°/0

Schacht, über Johann- Asche .... 16,10

Flöz, obere Ostrauer Verkokungsrückst. 70,3 sandig

Schichten, Gaskohle Fixer Kohlenstoff 67,9

Dabrowa8) (Russ.-Polen) Wasser .... 10,87 °/0

Flora -Grube, obere Asche .... 4,77

Ostrauer Schichten, Verkokungsrückst. 56,4 sandig

Flammkohle Fixer Kohlenstoff 61,4

Calamites (Nebengestein Sandstein)

Schles. Ostrau, Emma- Wasser .... 2,91 %

schacht, obere Ostrauer Asche .... 12,00

Schichten, Gaskohlen Verkokungsrückst. 64,5 geschmolzen

Fixer Kohlenstoff 61,7

Ebendaher Wasser .... 2,89%

Asche .... 8,54

Verkokungsrückst. 65,9 geschmolzen
Fixer Kohlenstoff 64,7

Kattowitz, Nikisch- Wasser .... 6,79%

Schacht, obere Ostrauer Asche .... 9,85

Schichten, Flammkohlen Verkokungsrückst. 67,1 sandig

Fixer Kohlenstoff 67,9

Trotz des lückenhaften Materials sind einige Ergebnisse
ersichtlich: Zwischen den einzelnen Pflanzen¬
gattungen sind keine Unterschiede in der
Kohlenquaiität bemerkbar. Die Pflanzen¬
kohlen stimmen in der Qualität immer mit der
Kohle der Flöze überein, in deren Nachbar-

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214

schaft die Pflanzen gesammelt wurden. Die
Qualität der Flöze kann demnach nicht durch die Flora
bestimmt sein. Die Qualität der Kohle ist be¬
dingt durch die Tektonik (Faltungsdruck). Darum
liefern Sigillarienhölzer im stark gepreßten alpinen Karbon
Anthrazit, in der westfälischen Fettkohlengruppe Fettkohle,
in den Ivarwiner Gaskohlenschichten Gaskohle, in den ge¬
falteten oberen Ostrauer Schichten von Ostrau Gas- oder
Fettkohle, in den ungefalteten oberen Ostrauer Schichten
des ehemals russisch-polnischen Revieres Flammkohlen.
Gleiches zeigt sich bei Lepidodendron und Calamites.

In der gleichen Flözgruppe zeigen die gleichen Pflanzen
im Sandstein wohl etwas weniger flüchtige Bestandteile,
der Unterschied liegt aber im Bereich der Fehlergrenze
und erfordert umfassendere Untersuchungen.

Es ist klar ersichtlich, daß es der unter großer Be¬
lastung erfolgende Faltungsdruck ist, welcher die ver¬
schiedenen Kohlenqualitäten aus denselben Pflanzengattun¬
gen entstehen ließ. Man wird uns einwenden können,
daß am Ostrande des oberschlesischen Kohlenbeckens, dort,
wo die Faltung schwach war, auch der Belastungsdruck
schwächer war, weil die Schichten geringere Mächtigkeit
besitzen. Wenn wir aber auch alle Denudation berücksich¬
tigen, so ergibt sich doch, daß die Flammkohlen in den
oberen Ostrauer Schichten der Floragrube in Dabrowa
unter größerer Belastung lagen als die hängendsten Flöze
des Karwiner Revieres, die dank der stärkeren Faltung
trotzdem eine backende Gaskohle schütten. Auch im Zsil-
tal dürfte (das Ausmaß der Abtragung ist dort nicht zu
schätzen) die Belastung kaum jene Größe erreicht haben,
die bei den Flözen der Floragrube vorhanden war. Die
Belastung allein kann sonach nicht den fal¬
tenden Gebirgsdruck ersetzen. Es wird des¬
halb auch nicht möglich sein, die HiLTSche
Regel a*is ein Produkt allein des Belastungs¬
druckes zu erklären. Was für die Belastung
gesagt wurde, gilt hier auch für die geo¬
thermische Tiefenstufe.

Die Temperatur, bei der sich der Inkohlungsprozeß der
Florakohle (Flammkohle) vollzogen hat, dürfte demnach
kaum verschieden von jener sein, bei der die Karwiner
Gaskohle entstanden ist

[Manuskript eingegangen am 22. Mai 1924 ]

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2/5

Tertiäre Verwitterungsrinden
im Mainzer Becken.

Von Herrn W. Wenz in Frankfurt a. M.

(Mit 3 Textfiguren.)

I>ie mehrfache Unterbrechung in der Sedimentation
während der Entstehung der Ablagerungen des Mainzer
Beckens im ganzen oder einzelnen seiner Teile laßt mit
Sicherheit auf das Vorhandensein von Verwitterungsrinden
und alten Landoberflächen schließen. In der Tat sind
einzelne hierhergehörige Erscheinungen bereits früher be¬
obachtet und erwähnt worden, jedoch ohne daß das Problem
in seinem ganzen Umfang und seiner allgemeinen Be¬
deutung die nötige Beachtung gefunden hätte. Und doch
scheinen mir die Fragen, die sich daran knüpfen, von
solcher Wichtigkeit für die Erweiterung unserer Kenntnisse
dieses Gebietes, daß ich nicht unterlassen möchte, auch
meinerseits einige Beiträge hierzu zu liefern. Auch mir
liegt es hier zunächst fern, eine abschließende Monographie
dieser Erscheinungen zu liefern, was heute wohl noch nicht
möglich ist, vielmehr möchte ich eine Anzahl teils be¬
kannter, teils neuer Erscheinungen, die hierher gehören,
zusammenstellen und kurz beschreiben, um durch Anregun¬
gen zu weiteren, eingehenderen Untersuchungen zu geben,
die uns dann später vielleicht in den Stand setzen, das
Problem in seiner Allgemeinheit zu erfassen.

I. Rheinhessische Bohnerze.

In Rheinhessen fand ein längerer Abschluß der Sedi¬
mentation nach Ablagerung der Hydrobienschichten statt,
und es konnte in der Folgezeit eine Verwitterung und Ab¬
tragung einsetzen. Auf dem eingeebneten Gebiet lagerten
sich dann erst wieder die pontischen Dinotheriensande ab,
die teils auf Corbicula-, teils auf unteren oder oberen Hydro¬
bienschichten lagern. Reste der Verwitterungsrückstande
jener Zwischenzeit haben wir wohl in den rheinhessischen

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2/6

Bohnerzablagerungen zu erblicken, die auf den Höhen des
Plateaus, meist auf Corbiculaschichten, lagern. Lepsius1)
erwähnt sie u. a. vom Wiesberg bei Sprendlingen, Wester¬
berg bei Ingelheim, Neuberg bei Stadecken, Kloppberg bei
Dittelsheim und Heppenheim im Loch. An vielen Stellen
sind sie sicher späterer Abtragung erlegen, da die Bohnerz-
kugeln massenhaft in diluvialen Ablagerungen verschwemmt
angetroffen werden. Die Tatsache, daß sie fast ausschließ¬
lich auf Corbiculaschichten lagern, deutet darauf hin, daß
sie durch Anreicherung des bei der Zersetzung der früher
weiter verbreiteten Hydrobienschichten freigewordenen
Eisens in den tieferen Zonen entstanden sind.

Besonderes Interesse verdient das Vorkommen auf dem
Westerberg oberhalb Niederhilbersheim-Appenheim, das
bereits Gijooss in Sektion Mainz der Geol. Karte von Hessen
1:50 000 kartiert hat. Die Bohnerzkörner in allen Größen
liegen hier teils frei, teils sind sie durch Kalk zu einem
Konglomerat verkittet, was vielleicht auch auf die Ent¬
stehung dieser Gebilde Licht zu verbreiten vermag.

II. Eisen reiche Verwitterungsrückstände
auf der Hohen Straße.

Während die Verwitterung auf der rheinhessischen
Hochfläche zur Bildung von Bohnerzen führte, vollzog sich
der Vorgang auf der Hochfläche nordöstlich von Frank¬
furt a. M., der Hohen Straße, wohl in der gleichen Zeit,
aber in wesentlich anderer Weise. Guten Einblick in diese
Verhältnisse bieten die Sandgruben und Versuchsschützen¬
gräben auf dem ehemaligen Exerzierplatz am „Rußland“2)
oberhalb Vilbel.

Ehe wir auf die Verhältnisse näher eingehen, sei
zunächst die Schichtenfolgo mitgeteilt, die den Schlüssel
und die Grundlage für das Verständnis der Erscheinungen
bildet:

Löß,

Tertiäre Vervvittcrungsdecke,

Corbiculaschichten (0 bis 20 m, z. T. abgetragen),

Cerithienschichten (Tone und Kalkbänkchen mit Perna,
Pitaria incrassata usw., wenige Meter),

x) Lepsius, R., Das Mainzer Becken, S. 118.

2) Der Name rührt von den früheren Ziegeleien her, die hier
aus Löß Ziegelsteine = Russen herstellten.

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2/7

Sande und Schotter, z. T. stark eisen¬
schüssig, etwa 15 m,

Obere Schleichsande mit M*>1. ernhcri.

Yiviparus usw.

Cyrenenmergel,

Rupelton.

Äquivalente des
Landschnecken -
kalkes

Auf den Corbiculaschichten und, wo diese fehlen, auf den
Cerithiensehichten liegt die etwa 50 cm mächtige eisen-
reiche Verwitterungsdecke, die sich bei Anschürfungen durch
ihre ziegel- bis weinrote Farbe kundgibt, ein terrarossa-
artiger Boden. Nicht selten beobachtet man darin Eisen¬
schalen sowie völlig in Eisenerz umgewandelte Gesteins¬
brocken mit noch erhaltenen, ebenfalls in Erz umgewandelten
Versteinerungen, vorwiegend Hydrobia obtu na. Sie gehörten
ursprünglich wohl der oberen Abteilung der Corbicula¬
schichten, die ebenso wie gesamten Hydrobienschichten der
Verwitterung erlegen sind (Fig. 1). In einzelnen Brocken
sind noch Reste des ursprünglichen Kalkes zu erkennen.

Fig. 1. Kiesgrube „Am Rußland“ bei Vilbel, westlich der
Friedberger Landstraße.

a) Ackerboden, b) Teriiäre Verwitterungsdecke. c> C’erithien-
schichten mit Perna usw., d) Obere oligocane fluviatile Sande
und Schotter.

in anderen ist alles in Erz umgewandelt. Angeschliffene
Flächen zeigen hohen Metallglanz. Bohnerzartige Bildungen
treten hier fast ganz zurück. Ähnliches beobachtet man
auch an anderen Stellen der Hohen Straße zwischen Frank¬
furt und Vilbel, wie bei Bergen.

Es handelt sich hier offenbar um analoge und ver¬
mutlich auch gleichzeitige Vorgänge wie in Rheinhessen.
An beiden Orten sind die Hydrobienschichten der Ver¬
witterung erlegen, und dieser Vorgang hat zur Anreiche¬
rung des Eisens geführt. An beiden Stellen bildet die Unter¬
lage dieser Verwitterungsdecke eine Hochfläche, die erst

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218

in neuerer Zeit weiter angeschnitten wurde. Die Ablage¬
rungen selbst sind durch eine Lößdecke geschützt

Bei Vilbel sind die Eisensalze sogar z. T. noch tiefer
hinabgedrungen, da die Kalkmergeldecke der Cerithien-
schichten sehr dünn war und die darunter liegenden fluvia-
tilen Sande und Schotter leicht durchlässig waren, wurden
auch diese infiltriert, und das Eisen kam in einzelnen Lagen
zur Abscheidung, wodurch die Sande braun, rot und gelb
gebändert erscheinen und die Gerolle z. T. konglomeratisch
verkittet sind. Die kieselige Bindung der obersten Lagen
dagegen dürfte wohl jüngerer Entstehung sein.

III. Eiseninfiltration in pliocä.nen Sande n.

Die unter- und oberpliocanen Sande sind fast durchweg
stark ausgebleicht, was in erster Linie auf die Wirkung an
Huminstoffen reicher Moorwässer zurückzu führen ist, deren
Vorhandensein durch die Einlagerung zahlreicher Braun¬
kohlenflöze und -flözchen dargetan wird3). Nur an ganz
wenigen Stellen beobachtet man örtliche Eisenanreicherung.

In dem unterpliocänen sandigen Ton, wenige Meter
über den jungmiocänen Schichten fanden sich bei Praun¬
heim (Bohrung „F im Loch“) durch Eisenkarbonat ver¬
kittete Platten mit Pflanzenresten4).

Ähnliche Bildungen steilen vermutlich die Eisenschalen
mit Pflanzenresten in (?u.) pliocänen Sanden unterhalb
der Naumburg bei Kaichen dar5). Hier wird man viel¬
leicht an raseneisenerzartige Bildungen zu denken haben;
doch ist die Herkunft des Eisens noch nicht geklärt. Eisen-
schalen treten überhaupt in den präbasaltischen Sanden
der Wetterau gar nicht selten auf.

An anderen Steilen läßt sich mit Sicherheit zeigen,
daß der Eisengehalt der verwitternden Basalt- bzw. Trapp¬
decke entstammt. So zeigen die im übrigen stark ausge¬
bleichten Sande unter der Trappdecke des Mühlberges bei
Marköbel in ihren oberen 1 — 2 m unmittelbar unter dem
Trapp tief ziegelrote bis gelbe Farbe, was man auch an

8) Vgl. Salomon, W., Die Bedeutung des Pliocäns für die
Morphologie Südwe9t-Deutschlands. — Sitzungsbericht der Heidel¬
berger Akad. d. Wiss. Math.-Nat. Kl. 1919, I, S. 1—22.

*) Engelhardt H. und Kinkelin, F., Oberpliocäne Flora
und Fauna des Untermaintales. — Abh. Senckenberg. Nat. Ges.
XXXIX, S. 278.

6 ) Beinach, A. v„ Erläuterungen zu Blatt Windecken d. GeoL
Spezialk. v. Preußen, S. 17.

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219

anderen Orten wie bei Frankfurt a. M.-Bockenheim be¬
obachten konnte.

Noch seltener als in den unterpliocänen ist die Eisen¬
anreicherung in oberpliocänen Sanden. Einen solchen Fall
stellen eisenschüssige Sande über den Braunkohlenlagern
von Hungen, Wölfersheim und Dornassenheim in der
Hungener Senke dar. Die Verkittung der Sande hat hier
zur Erhaltung von Süßwassermuscheln: BJiombunio sattd-
bergeri, Vnio tumidus ludwigi und Viviparus cf. contectus
geführt. Auch hier ließe sich wohl am ehesten an rasen-
eisenerzartige Bildungen denken, wie wir sie z. B. heute
noch in der „Bulau“ zwischen Hanau und Niederroden¬
bach in den Diluvialsanden vor sich gehen sehen.

IV. Bau xitisch zersetzter Trapp.

Nicht nur im Vogelsberg, wo die Erscheinungen von
H. Harkassowitz genauer untersucht worden sind6), hat
eine bauxitische Zersetzung des Basaltes und Trapps statt¬
gefunden, auch die Trappdecke der Wetterau und des
Untermaintales zeigt stellenweise die gleiche Erscheinung.
Wir beobachten sie zwischen dem Rande der großen Stein-
heimer Trappdecke und der Höllenziegelei an mehreren
Stellen, besonders ausgeprägt bei dem Trappanschnitt am
Holzbrückenweg südlich der alten Höllenziegelhüttc7). Auch
das Vorkommen von Trapp in der Holzmannschen Ziegelei
auf dem Katzenbuckel bei Hainstadt, das Schottler als
Gang angesprochen hat8), das aber leider nicht genügend
aufgeschlossen ist, um ein ganz sicheres Urteil zu gestatten,
und vielleicht auch als ein durch Verwerfung abge¬
schnittener Rest der Trappdecke gedeutet werden könnte,
zeigt an einer Stelle Zersetzungsprodukte, die als Bauxit¬
erde angesprochen werden können9).

*) Harrassowitz, H., Bauxitlagerstätte n des Vogelberges. —
Metall u. Erz N. F. IX, 1921, S. 756—576.

**) Schottler, W., Erläuterungen zu Tßlatfc Seligenstadt <1.
Geol. Spezialk. von Hessen, S. 29.

Schottler, W. und Haupt, O., Der Untergrund der Main-
ebene zwischen Aschaffenburg und Offenbach. — Notizbl. <1.
Ver. f. Erdk. u. d. Hess. Geol. Landesanst zu Darmstadt (5) V,
S. 108.

Wenz, W., Geologischer Exkursionsführer durch das Mainzer
Becken, 8. 124.

8) Schottler, W., Erläuterungen zu Blatt Seligenstadt . . .
S. 29.

9) Schottler, W. und Haupt. 0., a. a. O., S. 109.

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220

Auch in der Wetterau sind bauxitische Zersetzungen
des Trapps schon lange bekannt10).

Ich erblicke in der bauxitischen Zersetzung des Trapps
einen der Gründe für die Annahme, daß auch die Trapp¬
decke im Untermaintal, wo das unterpliocäne (pontische)
Alter der liegenden Tone und Sande noch nicht durch
Fossilien belegt werden konnte, wie in der südlichen
Wetterau, ebenfalls unterpliocän (pontisch) und nicht obcr-
pliocän ist. Bei den klimatischen Verhältnissen des Ober-
pliocäns, die nach der Flora zu urteilen kaum wesentlich
von den heutigen verschieden waren, müßten wir eine
tonige, nicht bauxitische Verwitterung erwarten.

V. Eisensteinablagerungen als Rückstände
zersetzten Trapps.

Neben der bauxitischen Zersetzung des Trapps und
in Verbindu. mit dieser beobachten wir auch hier ebenso
wie in Vogelsberg Eisensteinablagerungen. Besonders schön
sind große plattige Eisensteinbildungen zurzeit in einer
Grube in den Feldern zwischen der Steinheimer Trapp¬
decke und der Höllenziegelei aufgeschlossen, wo die großen,
mehrere Zentimeter dick m Platten in ein toniges Material
eingebettet sind.

' » Tr .

VI. Kaolinige Zersetzung des Trapps.

Uber die kaolinige Zersetzung des Trapps, die im
Krebsschen Bruch bei Dietesheim eine so auffallende Er¬
scheinung bildet, ist schon früher berichtet worden11). An
der O — W-Wand des Bruches ist der Trapp zu einer
schneeweißen, weichen kaolinigen Masse verwandelt, wobei
die Absonderungsform des Trapps vernichtet, dagegen
stellenweise seine Mineralstruktur noch zu erkennen ist,
besonders um die Kerne der im Innern noch unzersetzten
größeren Trappblöcke, die nach der Tiefe zu angetroffen

13) Reinach, A. v., Erläuterungen zu Blatt Windecken, S.37.

11) Wenz, W., Neue Beobachtungen an der Steinheimer
Trappdecke. — Senckenbergiana II, S. 196.

Schauf, W. und Wenz, W., Geol. Exkurs, i. d. Umg. von
Frankfurt a. M. — Ber. d. Senckenberg Naturf, Ges. in Frank¬
furt a. M. 50, 1920, S. 198.

Wenz, W., Geologischer Exkursionsführer durch das Mainzer
Becken, S. 116.

Schottleb, W. und Haupt, O., Der Untergrund der Mein-
ebene . S. 113.

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221

werden. Über die Ursachen der Kaolinisierung sind ver¬
schiedene Ansichten geäußert worden. Ich nahm an, daß
es sich um Kaolinisierung durch die Einwirkung von Moor¬
wässern von der Oberfläche her handelt12) und daß dieser
Best dadurch erhalten blieb, daß eine kleine Trappscholle
einseitig gegen den übrigen Trapp an einer Verwerfung
abgesunken ist, während das übrige größtenteils der dilu¬
vialen Abtragung anheimfiei. Bezüglich der Einzelheiten,
die ich für diese Deutung anführen konnte, muß ich
auf meine früheren Darstellungen verweisen.

Schottjer dagegen nahm wie früher Kinkelin eine
eine Kaolinisierung durch aufsteigende kohlensäurehaltige
Quellwässer an. Indessen haben wir uns, nachdem der
Aufschluß durch Entwässerung des Bruches und weiteren
Abbau wesentlich günstiger geworden ist, gelegentlich eines
gemeinsamen Besuches davon überzeugt, daß eine Reihe
von Tatsachen für die erstere Annahme sprechen, wie
das scharfe, fast vertikale Abschneiden der zersetzten Masse
im Osten und das langsame und allmähliche Ausstreichen
nach Westen hin. Entscheidend ist vor allem, daß dort,
wo die kaoiinig zersetzte Masse auf den Trapppfeilern
auflagert, die oben ebenfalls stark zersetzt und infolge¬
dessen abgerundet sind, das kaolinige Zerfözungsprodukt
sich auch noch in len sich nach unten verengenden
Spalten zwischen dea unveränderten Trapppfeilern findet,
während nach der Tiefe zu sich das Eisen in den Spalten
ansammelte (Fig. 2).

Bei dieser Gelegenheit zeigte es sich auch, daß die an
einer engbegrenzten Stelle das kaolinige Zorsetzungspro-
dukt überlagernde dunkle Masse, die Schottler früher
als Tuff ansprach, ein umgelagertes Zersetzungsprodukt
ist. Sie erwies sich stark durchsetzt von größeren und
kleineren Butzen diluvialer Sande und Schotter, wodurch
sich die erwähnten Einschlüsse von Geschieben aus Quarz
und Buntsandstein erklären.

Die kaolinige Zersetzung ist übrigens nicht auf diesen
einen Punkt beschränkt, sondern eine viel allgemeinere
Erscheinung der Steinheimer Trappdecke, wenn auch
nirgends so ausgeprägt wie hier. So sind etwa iy*km ent¬
fernt in der Teufelskante die oberen Teile des Trapps

12) Vgl. Stremme, H., Ueber die Beziehungen einiger Kaolin-
lager zur Braunkohle. — N. Jahrb. f. Min., 1909, II, S. 91.

U eberregte tertiärer Verwitterungsrinden in Deutschland. —
Geol. Rundschau I, 8. 337.

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222

mehr oder weniger stark in gleicher Weise zersetzt, während
die unteren noch frisch sind. Ähnliche Erscheinungen be¬
obachtet man auch im Großsteinheimer Gemeindesteinbruch
und an anderen Stellen.

Besonderes Interesse aber verdienen die Verhältnisse
in dem Einschnitt, der nach dem neuen Rouselleschen Bruch

gegenüber Kesselstadt führt. Nahe dem Eingang in den
Bruch sind die Trapppfeiier in kugelig-schalige Sphäroide
(von Faustgroße bis etwa 1 m im Durchmesser) aufge¬
löst. Die größeren zeigen im Innern noch einen festen
Kern. Stellenweise sind auch sie von der kaolinigen Zer¬
setzung betroffen. Dabei ist der Kern in die helle kaoiinige
Masse umgewandelt, während das Eisen in den umgebenden
Schalen angereichert ist (Fig. 3 a); oder es findet sich

Fig. 3.

ein noch unzersetzter Trappkern, um diesen konzentrisch
die kaolinisierte Masse und endlich außen das in den
Schalen angereicherte Eisen (Fig. 3 b).

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223

Zur Abwehr.

Von Herrn W. Wolff in Berlin-Frohnau.

Im Monatsbericht Nr. 11/12 1923 ergreift Herr

C. Gagel gegen mich S. 228 nochmals das Wort in der
Eem-Frage. Da diese Polemik wiederum persönlich ge¬
faßt ist, so unterlasse ich es im Interesse positiv fruchtr
bringender Arbeit, auf dieselbe einzugehen.

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224

Rechnungsabschluß

der Deutschen Geologischen Gesellschaft (E.V.) zu Berlin
für das Jahr 1928

Einnahmen:

1. Bestand am 31. Dezember 1922 576 395,01 M.

2. Mitgliederbeitrage . 751106 074 543 420,- „

3. Druckschriftenverkauf. . . . 200 000 590 819 701,— „

4. Zinsen . 1900000000000,- „

5. Sonstiges . -75 070 620514 024,—

Summe 1 028 077 286 453 540,01 M.

Ausgaben:

1. Druckkosten . 423 906 982 682 711,- M.

2. Bibliothek . — ,— „

3. Verwaltung

a) Aufwandsentschädigungen 180875000 519 500,— „

b) Versendung der Zeitschrift 43 444 647 079 288,01

4. Sonstiges . 103 820656 172 041,- „

5. Per Saldo 31. Dezember 1923 . 276030000 000000,—

Summe 1028 077 286 453 540,01 M.
E. Picard, Schatzmeister

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UNIVERSITY OF MICHIGAN

JUN* 1928

,,-v

Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft.

(Abhandlungen und Monatsberichte.)

B. Monatsberichte.

Nr. 11/12. 76.. Band. 1924.

Berlin 1925.

Verlag von Ferdinand Enke in Stuttgart.

INHALT. Seit*

Protokoll der Sitzung am 5. November 1924 . 225

„ „ „ „ 3. Dezember 1924 . 226

Vorstands- und Beiratswahl für 1925 . 226

Vorträge:

SCHRIEL: Transgressionen und Gebirgsbildungen im
Altpaläozoikum des südlichen Mittelharzes (Titel) . 225
KEGEL, W.: Das Unterkarbon im östlichen Lahngebiet
und die varistische Faltung . 225, 240

KEILHACK, K.: Zur Geologie Islands (Titel) ..... 226
V. KLEBELSBERG, R.: Probleme der alpinen Quartär¬
geologie . 228

GAGEL, C.: Bemerkungen zu dem Vortrage des Herrn
K. Keilhack zur Geologie Islands . 245

Briefliche Mitteilungen:

NOWACK. E. : Über ein genetisch interessantes Asbest- i

Vorkommen bei Korea. (Mit 1 Texabbildung) . . . 246
WEBER, H.: Beiträge zur Geologie und Morphologie des
Thüringerw’ald-Randes zwischen Frankenhain uud

Georgenthal. (Mit 1 Textabbildung) . 250 |

HUCKE, K. : Über das Alter des Gruskalkes von Zaren-

thin in der Priegnitz . 265

WEISE, E.: Pflanzenführende Schichten im vogtländi¬
schen unteren Kulm . 267

BLANCKENHORN, M. : Über Fossil- und Fährtenhorizonte

im Buntsandstein Deutschlands . 269

Neueingängc der Bibliothek . 279

Ortsregister . 281

Sachregister , . • . 285

Titelblatt

Inhalt . . III — VI

Go »gl

from

ITYOF MICHIGAN

Deutsche Geologische Gesellschaft

Vorstand für das Jahr 1925

Vorsitzender: Herr Krusch Schriftführer: Herr BAbtlino

Stellvertretende t „ Pompeckj „ Solger

Vorsitzende: \ „ BROiu-München „ Mestwerdt

Schatzmeister: „ Picabd „ RiMANN-Dresden

Archivar: „ Dienst

B.eirat für das Jahr 1925

Die Herren: ANDRßE-Königsberg i.Pr., BuxTORF-Basel, CLOOS-Breslau, Erdmanns-
DÖRFFER-Hannover, Faura i SANS-Barcelona, FLiEGEL-Berlin, PETRASCHECK-Leoben,
ScHUMANN-Grube Jise, N.-L., WEGNER-Münster.

Mitteilungen der Schriftleitung.

Im Interesse des regelmäßigen Erscheinens der Abhandlungen und
Monatsberichte wird um umgehende Erledigung aller Korrekturen gebeten.

Im Manuskript sind zu bezeichnen:

Überschriften (halbfett) doppelt unterstrichen,

Lateinische Fossilnamen (kursiv!) durch Schlangenlinie,

Autornamen (Majuskeln) rot unterstrichen,

Wichtige Dinge (gesperrt) schwarz unterstrichen.

Bei Zusendungen an die Gesellschaft wollen die Mitglieder folgende

Adressen benutzen:

1. Manuskripte zum Abdruck in der Zeitschrift, Korrekturen usw. an
Herrn Betrat Prof. Dr. Bartling, Berlin-Friedenau, Kaiserallee 128.

2. Einsendungen an die Bücherei, Reklamationen nicht eingegangener
Hefte, Anmeldung neuer Mitglieder und Adressenänderungen an
Herrn Prof. Dr. Dienst, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

3. Anmeldung von Vorträgen für die Sitzungen an Herrn Bergrat
Prof. Dr. Mestwerdt, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

4. Sonstiger Briefwechsel an den Vorstand der Deutschen Geo¬
logischen Gesellschaft, Berlin N 4, Invalidenstr. 44.

5. Die Beiträge sind gebührenfrei auf das Postscheckkonto von

Prof. Dr. E. Picard, Schatzmeister der Deutschen Geologischen Ge¬
sellschaft in Berlin N 4 beim Postscheckamt Berlin NW7 Nr. 38581 zu
überweisen. * •

Aus dem Ausland sind die Beiträge an Herrn Prof. Dr. E. Picard,
Berlin N4, Invalidenstr. 44, einzusenden.

Go gle

Zeitschrift

der

Deutschen Geologischen Gesellschaft.

B. Monatsberichte.

Nr. 11/12.

1924.

Protokoll der Sitzung am 5. November 1924.

Vorsitzender: Herr Pompeckj.

Der Vorsitzende begrüßt die Gesellschaft zum Beginn
der Winterarbeit und gibt die Nachricht vom Ableben des
Mitgliedes Herrn Markscheider M. Fox in Dillenburg
bekannt.

Die Anwesenden erheben sich zu Ehren des Ver¬
storbenen.

Als Mitglieder werden auf genommen:

Herr cand. geol. J. Dufoür in Gießen, Stephanstr. 6;

Fräulein Studienrat Herta Steiner in Königsberg i. Pr.,
Joachimstr. 6;

Herr Studienrat Karl Hamacher in Barmen, Seydlitz-
straße 9;

Herr Studienassessor Buse in Detmold, Gartenstr. 7.

Die für die Bücherei als Geschenke eingegangenen
Druckschriften werden vom Vorsitzenden vorgelegt.

Darauf erhält Herr SCHRIEB das Wort zu seinem Vor¬
trage: „Transgressionen und Gebirgsbildungen im Alt-
palaeozoicum des südlichen Mittelharzes“.

Hierauf spricht Herr W. KEGEL über: „Das Unter¬
karbon im Lahngebiet und die variszischen Faltungs¬
phasen“1).

t) Siehe S. 240.

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226

An der Erörterung beider Vorträge beteiligen sich die
Herren Dahlgbün, Paeckelmann, Kegel, Fliegel, Schbiel
und der Vorsitzende.

Darauf wird die Sitzung geschlossen.

v. w. o.

Dienst. Pomteckj. Bartling.

Protokoll der Sitzung am 3. Dezember 1924.

Vorsitzender: Herr IvRUscn.

Der Vorsitzende macht Mitteilung von dem Ableben
des Herrn G. Attenkofer. Präsident des Oberbergamts in
München, und des Herrn Hochschulprofessors Dr. Joskfh
Schwertschlager in Eichstätt, Die Anwesenden erheben
sich zu Ehren der Verstorbenen.

Als Mitglieder werden aufgenommen:

Herr Geologe Dr. Pfalz in Charlottenburg und

Herr Dr. Hans v. Wolff in Innsbruck.

Die als Geschenk für die Biblothek eingegangenen
Druckschriften werden vorgelegt und besprochen.

Herr K. KEILHACK erhält das Wort zu seinem Vor¬
trag: „Zur Geologie Islands“1).

An der Besprechung beteiligen sich die Herren Reck,
Weissermel, Gagel2), Keusch und der Vortragende,

Herr Mestweedt verliest das Ergebnis der Neuwahl
des Vorstandes und des Beirats für das Jahr 1925.

Das Wahlergebnis wurde durch die Herren Dahlgrün.
Fliegel, Hess von Wichdorf, Krause. Krusch. Mkst-
werdt, Picard, Schriee und Seitz festgestellt.

Es wurden 46(> gültige und 5 ungültige Stimmen ab¬
gegeben.

Der Vortrag erscheint in den Abhandlungen 1925.
2) Siche S. 245

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227

Es erhielten Stimmen:

Als Vorsitzender:

Herr Kbusch 458, Herr Rauff 5, Herr Pompeckj
1 Stimme.

Als stellvertretende Vorsitzende:

Herr Pompeckj 462, Herr Broili 457, Herr Erich
Kaiser 3, Herr Deecke 2, Herr Keilhack 2
und die Herren Hennig, Em. Kayser, Steinmann
und Stille je 1 Stimme.

Als Schriftführer:

Herr Bärtling 466, Herr Mestwerdt 463, Herr Solger
462, Herr Rimann 455, Herr Leuchs 2, Herr
Schmierer 2, die Herren Cramer, Dietrich, Gothan,
Harbort, v. Linstow, Schneider, Stappenbeck,
Weissermel und Wilckens je 1 Stimme.

Als Schatzmeister:

Herr Picard 466 Stimmen.

Als Archivar:

Herr Dienst 466 Stimmen.

Als Beiratsmitglieder:

Die Herren Buxtorf 463, Erdmannsdörffer 461,
Andre e 460, Cloos 460, Petrascheck 459, Wegner
458, Faüra i Sans - Barcelona 456, Fliegel 455,
Schumann 455 Stimmen, Salomon 6, v. Seidlitz 3,
Cossmat, Dacque, GCrich und Milch je 2 Stimmen,
Bode, Born, Deecke, Dietrich, Gagel, Johnson,
Klemm, Kober, Krenkel, Oppenheim, Regelmann,
S ALFELD, ScHROEDER, SEIDL, TEÜMER, WALTHER,
Weber, Wepfer, Wiegers, Wisogorsky und Wüst
je 1 Stimme.

Demnach sind gewählt:

Zum Vorsitzenden:

Herr Kbusch.

Zn stellvertretenden Vorsitzenden:

Herr Pompeckj und

Herr Broili.

Zu Schriftführern:

Herr Bartling,

Herr Mestwerdt,

Herr Solger,

Herr Rimann.

15*

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Zum Schatzmeister :
Herr Picabd.

228

Zum Archivar:

Herr Dienst.

Zu Beiratsmitgliedern:

Die Herren Andbee, Buxtobf, Cloos, Ebdmanns-

DÖBFFEB, FAUBA, FlIEGEL, PETRASCHECK, SCHUMANN
und Wegneb.

Die neugewählten Mitglieder des Vorstandes und Bei¬
rats erklären sich, soweit sie anwesend sind, bereit, die
Wahl anzunehmen.

Nach Verlesung und Genehmigung des Protokolls wird
die Sitzung geschlossen.

v. w. o.

Krusch. Picabd. Mestwebdt.

Vorträge.

Probleme der alpinen Quartärgeologie.

(Vortrag, gehalten in der Sitzung der Deutschen Geologischen
Gesellschaft zu Danzig am 4. August 1924.)

Von Herrn B. v. Klebelsbebg in Innsbruck.

Die Probleme der alpinen Quartärgeologie sind guten -
teils andere als jene des norddeutschen Diluviums.

Ein gemeinsames Problem betrifft die zeitliche
Gliederung der quartären Vergletscherung. Diesbezüg¬
lich ist heute für das alpine Gebiet eine weitgehende Eini¬
gung der Autoren zu verzeichnen im Sinne der Annahme
mehrerer, durch Interglazialzeiten getrennter Vereisungs¬
perioden. Gewiß ist der Widerspruch auch heute noch nicht
verstummt. Aber seitdem eine derart selbständige und
der Konvenienz unverdächtige Autorität wie Albest Heim

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229

in der Schweiz zu so weitgehend übereinstimmenden Er¬
gebnissen gekommen ist wie A. Penck im Ostalpengebiete,
fehlt für wesentlich abweichende Ansichten eine Begründung,
die ähnlich hoch gewertet werden könnte.

Bis vor kurzem konnte man noch sagen, die Beweise
für eine Mehrheit der Vergletscherungen stammten durchaus
nur aus dem Alpenvorlande; man könne daher mit der
Annahme bloßer Gletscherschwankungen auskommen; im
Alpeninnern hingegen, das für die Frage, ob Gletscher¬
schwankungen oder durch Interglazialzeiten getrennte Ver-
gletscherungsperioden, maßgebend sein müsse, sei bisher
günstigsten Falles, durch die Höttinger Breccie, erst eine
Interglazialzeit nachgewiesen worden. Heute scheidet auch
dieser Einwand aus. Seitdem die große Tal Verschüttung
des Inntales, die Inntalschotter, übereinstimmend als inter¬
glazial erkannt ist, muß die Höttinger Breccie zwangsläufig
in eine frühere Interglazialzeit zurückdatiert werden, so
daß wir heute auch im Innern der Alpen den
Nachweis mindestens zweier Interglazial¬
zeiten führen können.

Was die interglaziale Deutung der Höttinger
Breccie selbst an langt, kann sich auch derjenige, der
von Haus aus anderer Meinung ist, auf keine Weise besser
von der Richtigkeit dieser Deutung überzeugen, als wenn
er unter Berücksichtigung der neueren Literatur1) an Ort
und Stelle die Einwände nachprüft, die nach Anlage des
„LEPSius-Stollens“ noch dagegen erhoben worden sind.

Aber auch ohne diese wichtige Beweisstelle im Alpen¬
innern sind schon die Verhältnisse im Alpenvorlande be¬
weiskräftig genug, um zwischen Gletscherschwankungen und
Vereisungsperioden im Sinne der letzteren entscheiden zu
lassen. Noch viel bestimmter als die nur uns Deutschen
geläufigeren Vorkommnisse im nördlichen Alpenvorlande sind
die Verhältnisse im südlichen Alpenvorlande, wo die Verwitte¬
rungsbildungen der älteren Schotterplatten es ausgeschlossen
erscheinen lassen, daß sie von den jeweils jüngeren ledig-

J) Um dem kurzen Aufs atze nicht eine unverhältnismäßig
lange Literaturliste anzuhängen, verweise ich auf meine
kritischen Referate über die einschlägigen neueren Arbeiten
im „N. Jahrb.“ 1913 bis 1915 und ab 1921; dort ist auch zu
Einzelfragen Stellung genommen. Weitere Zitate finden sich
in meiner Arbeit über die ,, Hauptoberflächensysteme der Ost¬
alpen“. Verh. d. Geol. B. A., Wien 1922. Nur einige an diesen
Stellen nicht behandelte Arbeiten zitiere ich hier.

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230

lieh durch die Zeitspanne einer „Gletseherschwankung*4
getrennt würden.

Auch hinsichtlich der Zahl der Vereisungs¬
perioden ist man für das alpine Gebiet einer Über¬
einstimmung nahegekommen. Nach Heims Geologie der
Schweiz konnte es noch fraglich sein, ob man auf Grund
der Schweizer Verhältnisse nicht mit fünf statt, wie bisher,
nach den ostalpinen Befunden mit vier Vereisungen zu
rechnen habe. Zu einem solchen Zweifel konnte der Nach¬
weis von fünf quartären Schottersystemen in der Schweiz
Anlaß geben, von denen nur vier als fluvioglazial erwiesen
werden konnten, die Stellung des einen hingegen, welches
die tiefsten Erosionsrinnen erfüllt, fraglich geblieben ist,
ob fluvioglazial oder interglazial. Seitdem wir auch in den
Ostalpen mit interglazialen Schottersystemen im Gegensatz
zu den fluvioglazialen haben rechnen gelernt, steht der
interglazialen Auffassung des Schweizer Schotters der
tiefsten Rinnen aus dem Ostalpen vergleiche kein grundsätz¬
liches Bedenken mehr im Wege und man kann hier wie
dort mit vier fluvioglazialen Systemen das Aus¬
langen finden.

Die Frage der zeitlichen Gliederung der quartären Ver¬
gletscherung hat uns damit schon mit einem wichtigen
neueren Ergebnisse der alpinen Quartärgeologie bekannt
gemacht: dem Nachweis mächtiger inte r glazi¬
aler Schottor Systeme. Durch Jahrzehnte hat mau
anschließend an Penck nur mit den fluvioglazialen Schotter¬
platten des Alpenvorlandes gerechnet und die seit langem
bekannten, zwischen Moränen unten und oben gelagerten
Schotter im Innern der Alpentäler als untergeordnete, ledig¬
lich interstadiale Bildungen aus der Rückzugszeit der letzten
Vereisung betrachtet. Seit Jahren hat dagegen O. Ampfekeb2)
geltend gemacht, daß auch diese Schotter sehr weit ver¬
breitet sind und die postulierten zugehörigen Stadialmoränen
fehlen. Heute kann der Streit als im AMPFEBERSchen Sinne
entschieden bezeichnet werden, Pencx selbst hat auf Grund
eingehender Nachprüfung die Richtigkeit und Tragweite der
AMPFEBERSchen Argumente bestätigt und sich der inter-
glazialen Deutung dieser Schotter voll und ganz an¬
geschlossen. Auch die mit Recht postulierten Organismen-
reste sind, wenigstens vereinzelt, gefunden worden.

2) Jahrb. d. Geol. R.-A., Wien, 1904, Verh. d. Geol. R.A.,
Wien 1908, Z. f. Gletscherkunde, Bd. 1, 1907; Bd. 2, 1908.

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231

Anderseits aber fehlt es nun nicht an Versuchen,
auch die Schotterplatten des Alpenvorlandes
als interglazial zu deuten. 0. Amffebeb hat neue-
stens aus dem Bereiche des Ennstales Beobachtungen mit¬
geteilt, die die Richtigkeit einer solchen Deutung für dieses
Gebiet zu erweisen scheinen. Für viele und große andere
Gebiete aber kann an der genetischen und zeitlichen Ver¬
knüpfung mit Moränen, nach dem bisherigen Stande der
Kenntnisse wenigstens, doch nicht gezweifelt werden. Fluvio-
giaziale wie interglaziale Schottersystemo sind vorhanden,
es muß fallweise zwischen beiden unterschieden werden,
wobei es auf das Lagerungsverhältnis der Schotter zu
Moränen ankommt, die einen, fluvioglazialen, gehen in hori¬
zontaler Richtung aus Moränen hervor, die anderen, inter¬
glazialen, sind ohne horizontale Verknüpfung von Moränen
unter- und überlagert.

Widersprüche bestehen einstweilen noch bezüglich des
Alters der interglazialon Schotter. In der
Schweiz werden sie vorwiegend der vorletzten, Mindel-Riß-,
Interglazialzeit zugeordnet, in den Ostalpen hingegen der
letzten, Riß-Würm-, Interglazialzeit. Die Lösung dieses
Widerspruches wird wohl in der Richtung liegen und ge¬
funden werden, daß eben auch mit mehreren interglazialen
Schottersystemen zu rechnen ist. Manche ostalpine Schotter-
vorkommnissc, im Inntale z. B., können ohnehin schon auf
eine frühere Interglazialzeit bezogen werden. —

Für die Rekonstruktion des Stromlinien¬
verlaufes der Eiszeitgletscher sind in den Alpen
schon durch die ungleich stärkere Gliederung des Reliefs
naturgemäß viel reichere Anhaltspunkte zu gewinnen als
beim Flachlanddiluvium. Auf Grund der Herkunftsbestim¬
mung der Erratika und unter Zuhilfenahme der Erfahrungen
über die Strömungsverhältnisse rezenter Gletscher ist es,
besonders in der Schweiz, schon mehrfach gelungen, in
die scheinbar so verwickelten Verbindungen des alpinen
Eisstromnetzes Klarheit zu bringen. Ein schwieriges Problem
des alpinen Eisstromnetzes bietet das Verhalten von
Ferneis und Eigen Vergletscherung. Es ist
aktuell in all den vielen Fällen, wo die Mündung eines
Nebentales früher vom Gletscher des Haupttales erreicht
wurde als von dem des Neben tales selbst. Die erste Folge
ist natürlich ein Eindringen des Haupttalgletschers ins
Nebental . Schwierig aber sind die Folgezustände zu be¬
urteilen. die sich mit dem späteren Vordringen des Neben-

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talgletschers ergaben. Es mußte dabei zu einander entgegen¬
gesetzten Strömungsrichtungen in einem und demselben Tale
kommen. Die Vermutung aber, daß dann die jeweils stärkere
sich durchgesetzt habe, ist leichter ausgesprochen als durch¬
gedacht. Wo ein Abdrängeii des Nebentaleises über Kamm¬
senken und niedrige Wasserscheiden in Nachbargebiete mög¬
lich war, wird aller Wahrscheinlichkeit nach damit zu
rechnen sein, wie z. B. im Bereiche der Südtiroler Dolo-
mitentäler. In anderen Fällen hingegen muß schließlich
doch die Abflußrichtung des Nebentales zum Haupttale das
Übergewicht erlangt haben. In beiden Fällen aber ergibt
sich die Frage: Was geschieht mit dem eingedrungenen
Haupttalgletschereis? Eine Umkehr der Strömungsrichtung
ist kaum denkbar. Wahrscheinlicher ist es, daß große Eis¬
mächtigkeiten des eingedrungenen Haupttalgletschers in tote
Winkel gerieten und abgeschert wurden. Abscherungen
großen Maßstabes, mechanisch ähnlich jenen, deren Wichtig¬
keit an rezenten Gletschern PniLipr betont3) hat. Mittels
Untersuchungen über die vertikale und horizontale Geschiebe-
verbreitung ist man auf dem Wege, diesen komplizierten
Wechselwirkungen zwischen Ferneis und Eigenvergletscher¬
ung nachzuspüren.

Ein Hauptkapitel der alpinen Quartärgeologie ist das
morphologische. Ich habe dabei besonders die erosive
Formgebung der Quartär zeit im Sinne. Die glazi¬
alen und fluvioglazialen Aufschüttungsformen sind gegenüber
den nordischen eher verarmt. Wir kommen dabei zu stärkst
umstrittenen Fragen der alpinen Quartärgeologie. Wie sehr
die Meinungen auseinandergehen, sieht man gleich bei der
Fundamental frage nach der morphologischen Be¬
schaffenheit der Alpen am Beginne der Quar¬
tärzeit. Nach der Ansicht der einen war damals schon
vieles gegeben, was nach Ansicht der anderen erst im Laufe
der Quartärzeit geschaffen wurde. Extreme sind so weit
gegangen, das heutige Relief der Alpen und anderer Hoch¬
gebirge zu überwiegenden Teilen, ja bis über 90°/o erst in
der Quartärzeit durch Gletscherschur f entstanden sein zu
lassen. Solche offenkundigen Übertreibungen auszuschalten,
fällt nicht schwer. Aber auch darüber hinaus haben die
neueren Untersuchungen, besonders österreichischer Morpho-

3) N. Jahrb., Beilagebd. 43, 1920; Referat hierüber von
S. Finstekwaldeg, Z. f. Gletscherkunde, Bd. 13, 1923. —

Vgl. auch O. Ampfegeg, Z. f. Gletscherkunde, Bd. 9. 1915.

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233

logen, den quartären Anteil der alpinen Formentwicklung
in den letzten Jahren immer mehr zugunsten des vor¬
quartären eingeschränkt, und es ist für diese Autoren, wenn¬
schon im Gegensätze zu den Anschauungen der heute noch
tonangebenden deutschen Geographenschule, ein gesichertes
Ergebnis, daß das heutige Relief der Alpen zu weitaus über¬
wiegenden Teilen, sagen wir zu mindestens 80%, schon vor¬
quartär geschaffen worden ist, daß also die morphologische
Beschaffenheit der Alpen am Beginne der Quartärzeit oder,
besser, bei Eintritt der Vergletscherung den großen Zügen
nach schon sehr weitgehend der heutigen entsprach. Ins¬
besondere erscheint es nicht mehr zweifelhaft, daß schon
damals die grundsätzliche Gliederung, Stufung der Alpen¬
täler im Längs- und Querprofile bestand, daß schon damals
die Alpen längst kein ausgeglichenes, sanftes „Mittelgebirge"
mehr waren, sondern ein Gebirge mit starkem,
durch wiederholte Unter sc lineidungsvor-
gange geprägtem Relief, mit raschem Wech¬
sel schroffer und sanfter Gehängepartien. Ob
man darauf schon den Namen „Hochgebirge“ anwenden oder
ihn jenem Formenschatze Vorbehalten will, bei dem noch
die Ausstattung durch Frostverwitterung hinzukommt, ist
Nebensache. Nur gerade die tiefsten Gliederungselemente der
Alpentäler, im Ausmaße der untersten paar Hundert Meter
des Querprofils, dürften erst quartären Datums sein. Wie
w enig im großen die quartäre Entwicklung an dem Formen¬
schatze der Alpen geändert hat — so bedeutsam sie natür¬
lich für die Prägung der Kleinformen war — geht u. a. aus
der tiefen Lage hervor, in der schon vorquartäre Schotter
in die Mündungen von Tälern am südlichen und östlichen
Alpenrande cingreifen.

Aber auch der eingeschränkte Quartäranteil an der
alpinen Formentwicklung darf nicht durchaus glazialer
Erosion zugeschrieben werden, sondern ist zu einem sehr
wesentlichen Prozentsätze wenigstens grundsätzlich unab¬
hängig von der Vergletscherung. Das geht besonders klar
aus der Tatsache hervor, daß sich die angenommene quartäre
Tal Vertiefung auch in un vergletschert gebliebenen Gebieten,
des Alpensüdrandes z. B., geltend gemacht hat, daß auch
vergletscherte und unvergletschert gebliebene Täler der
Nördlichen Kalkalpen gar keinen so grundsätzlichen Unter¬
schied in der Formgebung aufweisen, wie man ihn andern¬
falls erwarten müßte; K. Baedeker, ein Schüler E. Brück¬
ners, konnte z. B. für die im wesentlichen unvergletschert

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gebliebenen Täler der Sehneebergalpen keine solchen wesent¬
lichen Unterschiede namhaft machen. Es soll damit nicht
ausgeschlossen werden, daß die Talvertiefung in ver¬
gletscherten Gebieten durch Gletschersohurf ausgeführr.
wurde, die grundsätzliche Ursache der Vertiefung aber
kann nicht die Vergletscherung gewesen sein, sondern muß
in einer weiteren, wenigstens relativen Erhebung der Alpen
über ihre Erosionsbasis gelegen haben, ähnlich jeneD
Hebungsakten, die die jungtertiäre Talvertiefung ausgelöst
hatten.

Aber auch auf andere Weise haben sich ganz bestimmte
Anhaltspunkte ergeben, die die Erosionskraft der
Gletscher relativ g e r i n g erscheinen lassen. Im
Inntale bei Innsbruck z. B. waren zwei Vergletscherungen,
nicht nur der letzte oder Würmgletscher, sondern auch der
nach allgemeiner Annahme beträchtlich stärkere Riß¬
gletscher, nicht imstande, die Schuttmassen der Höttinger
Breccie hinwegzuschaffen, der Würmgletscher hat nicht ein¬
mal mit den losen, noch heute unverfestigten Inn talschottern
aufzuräumen vermocht, sondern weit in das Querprofil des
Tales hinein vorspringende Teile davon, die Inntal-Schotter-
terrassen, stehen gelassen.

Je mehr in letzter Zeit die Rolle quartärer Krusten¬
bewegungen hervortritt, umsomehr muß allen Annahmen
bedeutenderer Gletschererosion immer wieder entgegen¬
gehalten werden: Mit ausreichender Wahrscheinlichkeit läßt
sich Tiefenerosion der Gletscher nur in dem Ausmaße jener
rückfällig eingetieften Felsbecken, Karböden u. dgl. im
Innern der Alpentäler annehmen, die nicht anders erklärt
werden können. In absoluten Zahlen schwankt dieses Aus¬
maß für die Alpengletscher maximal um etwa 100 m.

Man hat in neuester Zeit wieder aus Beobachtungen
beim Vorstoß des Oberen Grinde hvaldgletscliers versucht,
eine Bestätigung der Annahme bedeutenderen Gletscher-
schurfes abzuleiten4). Abgesehen davon aber, daß die ge¬
messenen Abschleifungsbeträge absolut sehr gering sind,
geht cs doch nicht an, die abschleifende Wirkung des Glet¬
schers auf oberflächlich durch lange Zeit den atmosphäri¬
schen Einflüssen ausgesetzt gewesene Felspartien zum Maß-
stabe zu nehmen für die Berechnung des glazialen Tiefen¬
schur fes überhaupt.

4) De Quervain, Vierteljahrsschrift d. Züricher Xaturf.-
Gcs., 1919; E. Brückner, Z. f. Gletscherkunde, Bd. 12, 1921.

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Versagt hüben im besonderen alle bisherigen Versuche,
Trogkanten und Trogschlüsso rein glazialerosiv
zu erklären. Ohne schon vor der Vergletscherung gegebene,
in der älteren Talentwicklung begründete Profilknicke und
Gehängeleisten kommt man nicht aus, will man nicht ganz
gewalttätige, an rezenten Gletschern nicht nachgewiesene
physikalische Voraussetzungen über die Glctschermechanik
machen. Versagt haben weiter auch die Versuche, Kare
und Kar höhen rein glazial zu erklären. Je großer die
Karböden ausgebildet sind, je konstanter die Karhöhe ist,
um so auffälliger erweisen sich auch die Kare der Anlage
nach als Reste älterer, präquartärer OberfLächensysteme,
als verlassene Talschlüsso von Tälern, die im übrigen seither
tief unterschnitten worden und nur mehr in Gehänge leisten
erhalten sind. Die Schwierigkeiten, die in diesen Punkten
rein glazialer Deutung entgegenstehen, sind viel diskutiert,
doch alles eher als beseitigt worden; souveränes Darüber -
hinweggehen ändert daran nichts.

In allen diesen Punkten hat die Vergletscherung nicht
neue Formen geschaffen, wohl aber alte, schon vorhanden
gewesene aus- und umgestaltet. Dabei war die Rolle der
Vergletscherung — darauf muß man immer wieder zurück¬
kommen — gutenteils auch eine konservierende.

Mehrfach hat sich die neuere Literatur, besonders auch
die amerikanische, mit der Rolle befaßt, welche bei der
glazialen Ausgestaltung Bergschrund und Rand¬
kluft gespielt haben5). Man hat diesbezüglich in den
Gletscherstollen an der Südtiroler Kriegsfront unmittelbar
sehen können«), daß oberhalb des Bergsehrundes Firn und
Eis großenteils fest mit dem Felsgehänge verwachsen sind,
eine nennenswerte glaziale Erosionswirkung im Sinne einer
Rückverlegung des Gehänges daher nicht in Frage kommt.
Wohl aber dürfte der Gletscherschurf rasch und kräftig
dort einsetzen, wo das steilere Rückgehänge an vorgegebener
Winke lung in sanfter geneigten G letsch ergründ übergeht.

Ohne Zweifel sehr wichtig ist die Wirkung der sog.
Schwarzweißgrenze, an der4 der Gletscher gegen unver-
gletschertes Gelände grenzt. Hier ist mechanisch und optisch
eine Grenze ganz verschiedener Beanspruchung gegeben,
hier kommt das zustande, was man unter Schliffgrenze

5) Vgl. die DisTELsche Unterscheidung zwischen beiden in
Abh. d. Hamburger Kol. -Inst., XXII, 1914. S. 74 f.

•*) Z. f. Gletscherkunde, ßd. 11, 1920, S. 163 f.

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versteht; doch nicht so sehr im Wege aktiver Einkerbung
durch den Gletscher, dessen Erosionskraft hier in den Rand¬
partien dafür zu gering ist, sondern, vom Standpunkte des
Gletschers aus. mehr passiv durch das völlig verschiedene
Verhalten des Geländes unter- und oberhalb hinsichtlich der
Verwitterung. Insbesondere wo eine eigentliche Kerbe vor¬
liegt, dürften an deren Schaffung aktiv viel mehr die Kräfte
oberhalb des Eises als letzteres selbst beteiligt sein, —
die glaziale Abschleifung klingt vielmehr allmählich, wenn
auch innerhalb eines mehr oder weniger beschränkten Ge¬
hängestreifens, nach oben hin aus.

Daß quartäre Ausgestaltung an den Kleinformen
der Gipfelgrate, durch Frostverwitterung, hervorragen¬
den Anteil hat und damit an dem, was nach Ansicht-
mancher Autoren für den Hochgebirgscharakter entscheidend
ist, unterliegt keinem Zweifel. Ebenso wenig kann aber
zweifelhaft sein, daß die Großform, aus der diese Klein-
formen herausgearbeitet sind, mit zum ältesten Oberflächen¬
bestand des Gebirges überhaupt gehört, denn sie ist nach
der mitteltertiären Herausbildung des von Ckeützbuhg
treffend als Firnfeldniveau bezeichneten Verflachungssystems
als höhere Aufragung übrig geblieben; sie in dieses Ver¬
flachungssystem mit einzubeziehen und erst durch Gletscher¬
erosion und Frostverwitterung herausgearbeitet sein zu
lassen, kann wohl als unmöglich bezeichnet werden, die
Gletscher, ja die Firne müßten dann dort schon mit einem
Maximaibetrage der Erosion eingesetzt haben, wo sie sich
eben erst sammelten.

Daß die Rückläufigkeit der großen Alpen¬
täler, die deren Verschüttung mit mehrere Hundert Meter
mächtigen Schottermassen zugrunde liegt, nicht auf glaziale
Talvertiefung, sondern auf Krustenbewegungen zurückgeht,
ist besonders klar geworden an dem von Ampfekeb be¬
handelten Bohrprofile von Rum bei Innsbruck. In
200 m Tiefe unter der heutigen Inntalsohle hat diese
Bohrung noch nicht den Felsgrund erreicht, sondern sie
ist da in den Schottern steckengeblieben. Wären diese
Schotter die Ausfüllung eines glazialen Übertief ungsbeckens,
so müßte das Schotterprofil, wie Amffebee mit Recht betont,
von unten nach oben vom feineren zum gröberen Korn
fortschreiten, eine einheitliche, einfache Verlandungsserie
aufweisen. Statt dessen liegen schon in den erschlossenen
Teilen der Schottermasse mehrere Verlandungsserien über¬
einander ohne nennenswerte Diskordanzerseheinungen, ein

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Verhalten, das nicht im Sinne eines Gletscherschurfbeckens,
wohl aber im Sinne wiederholter Krustensenkung gedeutet
werden kann.

Diese mächtige Verschüttung der großen Alpentäler
— im Ennstale ist sie schon früher zu 192 m Tiefe fest¬
gestellt worden — ist der Ausdruck eines großenregres-
siven Entwicklungsstadiums der Alpentäler
im Laufe der Quartärzeit. Nicht die heutigen Talsohlen
sind die tiefsten, der wahre, felsige Talgrund liegt noch
beträchtlich, um Beträge bis zu mehreren Hundert Metern,
tiefer und ist verschüttet mit interglazialen Schottern. In
der Schweiz hat Albert Heim die Erosion dieser tiefsten
Rinnen und auch schon ihre Verschüttung der vorletzten,
„großen“ Interglazialzeit zugeschrieben. Im Inntale ist
wenigstens die Hauptmasse der heute noch erhaltenen
Schotter riß-würm-interglazial. Die ganze seitherige Erosion
hat nicht wieder vermocht, bis in ähnliche Tiefe vorzu¬
dringen, wiewohl sie nur mehr die eingelagerten Schotter
hinwegzuräumen gehabt hätte. Wo immer wir in den Sohlen
der großen Alpentäler Fels vortreten sehen, sind es nur
Inselberge oder epigenetisch angeschnittene Felspartien. So
sehr, wie dies Heim für die Schweiz betont hat, gilt es
auch für die Ostalpentäler.

Den quartären Krustenbewegungen, denen
wir mithin ebenso dieses wichtige regressive Entwicklungs¬
stadium der großen Alpentäler wie den auf die Quartär¬
zeit entfallenden Rest der Tal Vertiefung zuschreiben müssen,
hat sich daher auch für die Alpen in neuerer Zeit erhöhte
Aufmerksamkeit zugewendet. Daß altquartäre Schotter des
nördlichen und südlichen Alpenvorlandes noch verbogen und
verstellt worden sind, ist schon länger bekannt. Nunmehr
aber verfolgt man. Kmstenbewegungen, und zwar auch
im Alpeninnern, bis in die jüngere Quartär zeit hinauf. Für
ihre nähere Beurteilung haben die Bohrungen im tirolischen
Inntale wichtige Anhaltspunkte geliefert. Während bei Inns¬
bruck 200 m unter der heutigen Talsohle, also in 360 m
ü. d. M., der Felsgrund noch nicht erreicht wurde, traf
eine Bohrung 60 km weiter talab, bei Wörgl, schon in
450 m Meereshöhe auf Fels — wir wollen annehmen, daß
es nicht gerade ein Inselberg ist. Es kann hier demnach
nicht von einer gleichmäßigen Senkung des Gebirgskörpers
im ganzen die Rede sein; auch nicht von einer einfachen,
talaufwärts geneigten Schiefstellung, sonst müßte weiter
inntalabwärts die Felssohle allgemein hervorkommen, was

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nicht der Fall ist. Bei dem NO gerichteten Verlauf bliebe
zunächst noch die Möglichkeit, an eine vom Alpenrande
gegen das Alpeninnere hin zunehmende Einbiegung des
Gebirgskörpers zu denken, allein noch weiter alpeneinwärts
verlieren sich die Spuren der Senkung, tauchen vielmehr
die Felssohlen der Täler, wennschon mit entwicklungs¬
geschichtlich älteren, höheren Niveaus, hervor. Die
Senkungsbewegung war, nach dem Beispiele des
Iimtales beurteilt, in hohem Grade örtlich diffe¬
renziert, auf Teilstrecken der großen Alpentäler kon¬
zentriert. Unter diesen Umständen und bei dem inter glazialen
Alter der Schottcrfüllung liegt es sehr nahe, an isosta¬
tische Bewegungen zum Ausgleich der Belastung zu
denken, die durch die Vergletscherung, insbesondere die
großen, bis 2000 m mächtigen Haupttalgletscher, erfolgt ist.

Die isostatische Deutung hat umsomehr Wahrscheinlich¬
keit für sich, als in der teilweisen Wiederauswaschung der
Schotter dann wieder Hebimgsbewegungen zum Ausdruck
kommen, die zwar, wie gesagt, noch nicht bis zur vollen
Freilegung der Felssohle, immerhin aber schon bis zur Ein¬
kerbung mehrere Hundert Meter tiefer Furchen geführt
haben.

Hinsichtlich dieser jungen Hebungsbeweguu-
gen, die sinngemäß der Entlastung mit dem Zurückgehen
des Gletschers entsprechen würden, haben in den letzten
Jahren Untersuchungen Pencks im Inn- und Isartale wich¬
tige neue Aufschlüsse gebracht. Innerhalb der Füllmasse,
welche infolge der Senkung zur Ablagerung gelangte, lassen
Bändertonlagor und seitliche Schotterdeltas einen für weite
Erstreckung verfolgbaren Seespiegelhorizont rekonstruieren
(zumindest stehen der Auffassung im Sinne des Spiegels eines
einheitlichen Sees keine positiven Befunde entgegen). Dieser
Seespiegelhorizont liegt nun heute nicht nur allgemein hoch
über dem Talausgange, er ist auch in seinem Verlaufe
gestört, verläuft nicht mehr horizontal, sondern beschreibt
sowohl im Isar- wie im Inntale eine weitgespannte flache
Aufwölbung. Auch die Hebung ist also nicht gleichmäßig:
erfolgt, sondern im Sinne einer Aufbiegung, deren Achse das
Tal quert. Soweit die bisherigen Feststellungen reichen,
kommen dio Maxima der Senkung wie auch der Hebung
ungefähr in die Gegend größter Tiefenmächtigkeit des
betreffenden Talgletschers zu liegen und Senkungs- und
Hebungsbereich im ganzen in Talabschnitte, wo einerseits
der Gletschergrund von dem entwicklungsgeschichtlicb

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tiefsten Talniveau gebildet wird (von der Aufschüttung ab¬
gesehen), anderseits an der Gletscheroberfläche zur Zeit
des Höchststandes Abschmelzen noch nicht eingesetzt hatte.
Bei dem letztinfcerglazialen Alter der Inntalschotter ergibt
sich zumindest für die Hebung ganz jungquartäres Alter.

Quartäre Verbiegung hat nach Albert Heim bekannt¬
lich auch die vielumstrittenen Terrassen im Tale des
Züricher Sees betroffen; wer darüber nicht aus eigener
Anschauung urteilen kann, wird sich Heims letzter Beweis¬
führung7), die auf alle Einwände eingeht und meines Wissens
bisher nicht irgendwie entkräftet worden ist, nicht ver¬
schließen können.

Pexck nimmt aucli noch andere, bis in jüngste Zeit
andauernde Krustenbewegungen im Alpeninnern an, Auf¬
wölbungen im Striche vieler Hochgebirgskämme, die daher
ihren „Schneiden“ -Charakter hätten. Die Beweisführung
hierfür scheint mir einstweilen auszustehen. Warum sollte
man für das Zustandekommen dieser Schneiden nicht mit
dem Rückwärtseinschneiden von beiden Seiten her das Aus¬
langen finden können, und in welchem Einzelfalle sind die
angenommenen Bewegungen bisher exakt nachgewiesen
worden?

Auch der Annahme der anderen jungen Verbiegungen,
jener im Bereiche der großen Alpentäler, steht einstweilen
ein nicht zu unterschätzender Ein wand entgegen: daß sie
sich nämlich nicht auch im Verlaufe der älteren, felsigen
Talsohlen! este, der Terrassen und Simse an den Talhängen
bemerkbar machen. Die Annahme scheint aber anderseits
durch die stratigraphisch-tektonischcn Schotterbefunde so
sehr gestützt, daß man gerne zum Unvermögen die Zuflucht
nimmt, so weiträumige Verbiegungen an den ohnehin — je
nach ihrer Erhaltung, je nach dem Abstande von der Tal¬
mittellinie — in der Höhe etwas schwankenden älteren
Talbodenresten festzustellen.

Ein taktisches „Problem“, das für Manche große Wichtig¬
keit hat, betrifft die Stellung der Quartärgeologie zur Geo¬
graphie. Daß die Quartärforschung und mit ihr auch Eis¬
zeitforschung und Morphologie mit im engsten Sinne Gegen¬
stand der Geologie sind, daran wird kein Vernünftiger
zweifeln. Wie weit die Geographen diese Gebiete auch zu
den ihren machen wollen, können wir ebenso ruhig ihnen

7) In der „Geologie der Schweiz“, I, S. 404 f.

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überlassen wie anderseits anerkennen, welch wichtige, bahn¬
brechende Impulse diese geologischen Forscbungszweige in
den letzten Jahrzehnten gerade auf alpinem Gebiete — „Die
Alpen im Eiszeitalter“ ! — von geologisch gebildeten Geo¬
graphen erhalten haben. Was wir von den Geographen
wünschen müssen, die sich mit diesen Dingen befassen,
ist, daß auch sie es auf guter geologischer Grundlage tun.
Die persönliche Etikette ist Nebensache, nur auf die
Leistung kommt es an!

Das Unterkarbon im östlichen Lahngebiet
und die varistische Faltung.

(Vortrag, gehalten in der Sitzung am 5. November 1924.)1).
Von Herrn Wilh. Kegel in Berlin.

Im Laufe der letzten Jahre sind hinsichtlich der Ver¬
breitung unterkarbonischer Gesteine am südlichen Ostrand
des Rheinischen Schiefergebirges eine Reihe von neuen
Beobachtungen gemacht worden, die einmal hinsichtlich
der Stratigraphie dieser Formation, und dann für die Er¬
kenntnis des Ablaufs der varistischen Faltung in diesem
Gebiet mancherlei Neues gebracht haben.

Zu den weitest verbreiteten Gesteinen dm östlichen
Lahngebiet gehört die Gießener Grauwacke, die seit den
Tagen v. Dechens zum Flözlecren gerechnet worden ist,
wennschon gelegentlich Zweifel an dieser Altersstellung
aufgekommen sind. Als wesentliches Beweismittel für die
erwähnte stratigraphische Einstufung wurde die über¬
greifende Lagerung dieser Grauwacke über das (am Ende
der Culmzeit) aufgefaltete Devon betrachtet.

Bei der nunmehr abgeschlossenen Spezialuntersuchung
der Gießener Grauwacke zeigte sich, daß dieselbe aller¬
dings übergreifend auf allen Stufen des gefalteten Devons

Eine ausführliche Darstellung mit den erforderlichen
Hinweisen auf das Schrifttum wird im Jahrbuch der Preuß.
Geol. Landesanst. (Bd. 45) erscheinen.

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aufruhen kann, daß indessen an ihrer Basis in der Regel
ein ebenfalls übergreifender Kieselschiefer liegt, der nach
Lage der Dinge nur dem Culm angehören kann. Die enge
Verknüpfung der Gießener Grauwacke mit diesem Kiesel-
schiefer, dann aber auch ihr allerdings spärlicher
floristischer Inhalt (nach freundlicher Mitteilung durch
Herrn Gothan: Asterocalamites scrobiculatus , Lepidoden-
dron cf. acuminatum , Lepidostrobus Browni) sprechen für
Culm. Allerdings fehlt der Posidonien- bzw. Culmtonschiefer.
Indessen ist in den bisher unbestritten zum Culm gestellten
Gesteinen von der oberen Lahn und Dill aus ein nach Süden
und Osten immer tieferes Hinabgreifen der Culmgrauwacke
in die unterlagernden Culmtonschiefer feststellbar, bis im
Verbreitungsgebiet der Gießener Grauwacke diese dem
Kieseischiefer unmittelbar aufruht. Ein Unterschied
zwischen Gießener und Culmgrauwacke besteht nicht.

Weiterhin hat sich gezeigt, daß in der Hörre, der
Sattelachse zwischen Lahn- und Diiimulde, ein gewisser
Anteil der Hörregrau wacken, die Kayser seinerzeit zum
Silur, Ahlbubg zum Oberdevon stellte*, mit einem Teil
der „Plattenschiefer“ und Kieselschiefer (Schiffelborner
Schichten z. T.) in solch enge Beziehung tritt, daß an der
normalen Aufeinanderfolge: Kieselschiefer, Tonschiefer,
Grauwacken nicht zu zweifeln ist. Der Tonschiefer (Platten¬
schiefer) enthält die bekannte Flora von Sinn, die nach
freundlicher Mitteilung von Herrn Gothan in Sphenop -
teridium eine echt culmische Gattung beherbergt. Die Grau¬
wacken ihrerseits haben erst kürzlich auf einer Exkursion
des Gießener Geologischen Instituts ein echtes Lepidoden-
dron (ebenfalls nach Bestimmung von Herrn Gothan) zu¬
tage gefördert, wonach ein höheres als unterkarbonisches
Alter für dieselben nicht mehr in Frage kommen kann. Die
in Rede stehende Schichtfolge der Hörreachse gehört dem¬
nach zum Culm; sic ruht ebenfalls älteren, jedenfalls über¬
wiegend devonischen Gesteinen ungleichförmig auf.

Noch ein drittes Gestein muß» ins Unterkarbon gestellt
werden, nämlich der in der Diiimulde und in dem nord¬
östlichsten Teil der Lahnmulde großen Raum einnehmende
Deckdiabas und Deckschalstein. Die Arbeiten von Ivayser
im Dillgebiet und neuerdings von Schmierer an der oberen
Lahn haben gezeigt, daß dieser Diabas nach oben stets
mit dem culmisehen Kieselschiefer verknüpft ist, ja die
Arbeiten von Schmierer haben ergeben, daß die letzten
Diabasergüsse den Kieselschiefer sogar gangförmig durch-

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setzen, und damit die ältere Auffassung, daß dieser Diabas
voreulmisch sei, widerlegt. Nach den Ergebnissen der
paläonto logischen Durcharbeitung des rheinischen Culms
von Brüning und H. Schmidt gehört der Kieselschiefer an
die Grenze der Tournai- und Visee-Stufe; somit bleibt für
den Deckdiabas der größte Teil der Tournai- und die
Etroeungt-Stufe zur Verfügung. Für seine untere Grenze
ergibt sich aus den Erwägungen, daß den oberdevonischen
Sedimenten zwar Lagergänge und Stöcke von Diabas in
großer Zahl eingeschaltet sind, unzweideutige Decken aber
augenscheinlich fehlen, daß ferner die jungoberdevonischen
klastischen Sedimente keinerlei Tuffe einschließen, die hohe
Wahrscheinlichkeit, daß der gesamte Deckdiabas dem Unter¬
karbon angehört. Gestützt wird dieses Ergebnis durch das
neuerdings von H. Schmidt festgestellte Etroeungt-Alter
der Langenaubachcr Tuffbreccie, die mit der Deckdiabas-
Eruption augenscheinlich in genetischem Zusammenhang
steht, und durch einen von R. Wedekind kürzlich be¬
kannt gemachten Fund unterkarbonischer Goniatiten in
einem dem Deckcfiabas zwischengeschalteten Gestein.

Der Deckdiabas ruht an manchen Stellen unter Fehlen
des mittleren und höheren Oberdevons altoberdevonischen
Schichten auf, während an anderen Orten das Oberdevon
in seinem Liegenden vollständig entwickelt ist. Diese Lücke
ist von Bedeutung für die folgenden Betrachtungen.

Das aus den bisherigen Erörterungen nunmehr sich
ergebende stratigraphische Schema des Unterkarbons im
östlichen Lahngebiet läßt sich folgendermaßen darstellen:

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Die dem obigen Schema zu entnehmende bedeutende
Schichtlücke zwischen Devon und Karbon ist nicht in
gleichem Ausmaße im gesamten Gebiete vorhanden. An
der oberen Lahn ist das Oberdevon vollständig entwickelt
und wird vom liegenden Alaunschiefer des Culms an¬
scheinend gleichförmig überlagert; eine Schichtlücke ist
hier bisher nicht nachgewiesen. Nach Süden verschwindet
der Alaunschiefer in zunehmendem Maße. Im Dillgebiet
zeigt, wie erwähnt, der Deckdiabas Anzeichen einer, wenn
auch schwachen ungleichförmigen Auflagerung, und in der
Lahnmulde wird zugleich mit dem Verschwinden des Deck¬
diabases die Lücke zwischen Culmkieselschiefer und -grau-
wacke einerseits, und deren Liegendem andererseits immer
größer. Aus diesen Beobachtungen folgt nun, daß diejenige
Faltungsphase, die Ahlbukg unmittelbar vor die Ab¬
lagerung der Gießener Grauwacke, nach seiner Auffassung
also an die Wende vom Unter- zum Oberkarbon legte, ins
ältere Unterkarbon bzw. an die Wende vom Devon zum
Karbon zu stellen ist. Anderseits wird Ahlbubos Annahme
einer Transgression des Oberdevons der Hörre dadurch
gegenstandslos, daß die transgredierenden Schichten nun¬
mehr ebenfalls zum Culm zu rechnen sind. Die Bewegun¬
gen, die A Tilburg vor Ablagerung der transgredierenden
Hörre-Deckschichten anzunehmen gezwungen war, fallen
demnach mit jenen vor Ablagerung der Gießener Grauwacke
zusammen und verdichten sich damit zu einer einheitlichen
bedeutenden Faltungsphase an der Wende vom Oberdevon
zum Unterkarbon, die nach dem Vorgang von Stille
als bretonische Phase zu bezeichnen ist.

Aus der Art und dem Umfang der Schichtlücke
zwischen Devon und Karbon läßt sich schließen, daß die
Faltung mit Beginn des Kartons einsetzte und im Unter¬
karbon wohl noch fortdauerte. Sie hatte eine in ihrem
Ausmaße an vielen Stellen recht beträchtliche Abtragung
zur Folge, wie sich aus dem oben mitgeteilten strati¬
graphischen Schema ergibt. Nach Beendigung der Ab¬
tragung transgreüierte weithin der Culmkieselschiefer und
stellenweise, wo dieser örtlich fehlt, der Tonschiefer bzw.
die Grauwacke.

Von Norden nach Süden und Südosten nimmt die
Schichtlücke unter dem Kieselschiefer an Bedeutung zu.
Daraus läßt sich über den Umfang der Faltung schließen,
daß diese im Süden ihren stärksten Betrag erreichte und
nach Norden allmählich abflaute. Das Dillgebiet gehörte

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bereits dem schwächer gefalteten Voriande an. Indessen
machte sich die Wirkung doch noch weithin nach Norden
geltend, wie wir aus dem Auftreten einer Winkeldiskordanz
zwischen Devon und Karbon z. B. bei Warstein (nach
H. Schmidt) wissen.

Die im Gefolge der Faltung auftretenden Eruptiv¬
gesteine, der Deckdiabas, und seine Breccien und Schal¬
steine, sind im Vorlande der Faltung, in der Dillmulde
und im nördlichsten Teil der östlichen Lahnmulde ange¬
häuft. Die geologische Gestaltung dieser Eruptivmassen,
an deren Zusammensetzung Tuffe übrigens einen erheblich
geringeren Anteil liesitzen als bei den mitteldevonischen
Eruptivgesteinen, spricht dafür, daß wenigstens ein Teil
des Deckdiabases subaerisch erstarrte, worauf von Brauns
schon hingewiesen worden ist.

Auf den Culmkieselschiefer folgt im Süden unmittelbar,
weiter im Norden unter Zwischenschaltung der Posidonien-
schiefer die Culmgrauwacke. Der grobe Stoff dieser Grau-
wracke ging aus dem Detritus hervor, der von den im Süden
und Südosten entstandenen Faltenketten ins Culmmeer ver¬
frachtet wurde.

Da oberkarbonischc Gesteine in dein ganzen hier der
Betrachtung unterliegenden Gebiet, insbesondere auch in den
slark eingefalteten Kernen der Culmmulden des Dillgebietes
nirgends nachgewiesen werden konnten, so muß man die
nächste Phase der varistischen Faltung ans Ende der
Culmzeit. setzen. In dieser, nach Stille sudetischen Phase
wurden die eben gebildeten Culmsedimente mitgefaltet. Ein
großer Teil des in der älteren Faltung noch Vorland ge¬
bliebenen Gebietes wurde in die Faltung miteinbezogen,
ja dieses Gebiet mußte diesmal den Hauptstoß auf fangen.
Es kann nämlich kein Zweifel darüber bestehen, daß die
culmischen Gesteine in ihrem südlichsten Verbreitungs¬
gebiet am Ostrand des Schiefergebirges weniger stark ge¬
faltet sind als im Dillgebiet und an der oberen Lahn, wenn¬
schon von einer tafelartig flachen Lagerung der Gießener
Grauwacke nicht die Rede sein kann, wTie früher wohl
gelegentlich geschehen. Die Gießener Grauwacke ist viel¬
mehr regelrecht gefaltet, allerdings ungleich schwächer als
das liegende Devon. Aufrechte gerade Falten mit mäßigen
Einfallswinkeln sind die Regel, horizontale Lagerung ist
selten; Überkippungen sind bisher nicht nachgewiesen. Im
Dillgebiet dagegen herrscht in der Regel überkippte
Lagerung auch im Cu Im.

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245

Der Unterschied der Faltungsstärke des Culms in der
Dill- und Lahnmulde hat schon zu mancherlei Deutungen
Anlaß geboten. Er ist zuletzt von Ahlburg auf das Vor¬
handensein eines starren Silurkernes in der Sattelregion
zwischen beiden Mulden zurückgeführt worden. Nunmehr
erklärt sich der Gegensatz einfacher durch die verschieden¬
artige Beanspruchung der Lahn- und Dillmulde in zwei
aufeinander folgenden Faltungsphasen. Die bretonische
wirkte sich hauptsächlich im Süden des Schiefergebirges,
etwa bis zum Hörregebiet, aus. Die sudetische fand dieses
Gebiet in hohem Maße versteift; ihre Hauptwirkung betraf da¬
her die weiter nördlich gelegenen Teile des Schiefergebirges.

Wo die Bereiche stärkster Wirkung beider Faltungs¬
phasen zusammenstoßen, findet sich eine Zone größerer
flacher Überschiebungen, die auch den Culm betroffen
haben. Sie stellen sich mithin als Erscheinungsformen der
jüngeren Faltungsphase dar in einem Gebiet, das in der
älteren Phase bereits stärker beansprucht worden war.

Im großen bestätigt sich mithin eine Wanderung der
Faltung, wie sie bereits aus anderen Teilen des varistischen
Bogens bekannt geworden ist.

Bemerkungen zu dem Vortrage
des Herrn K. Keilhack zur Geologie Islands.

Von Herrn C. Gagel.

Bei dem Vortrage und den Bildern von Herrn Keilhack
ist mir vielfach die außerordentliche Ähnlichkeit der ge¬
schilderten Verhältnisse mit Madeira aufgefallen.

Abgesehen von den zahllosen, schichtförmig über¬
einanderliegenden Decken der „basaltischen" jung vulkani¬
schen Gesteine und den alten, mit roten Verwitterungs¬
bildungen bedeckten Landoberflächen innerhalb des jung-
vulkanischen Komplexes sind es vor allem die „Kare", die
„armsesselähnlichen" Geländeformen, die Keilhack von
Island im Lichtbilde vorführte und die ihre genauen Analoga
an der Südküste Madeiras haben. Auch mir hat sich vor
jenen 20 Jahren in Madeira sofort der Vergleich der „Arm¬
sesselform" aufgedrängt1). Wie diese Formen entstanden
sind, ist mir bisher stets rätselhaft gewesen — eine glaziale
Entstehung ist auf Madeira jedenfalls ausgeschlossen.

*) Vgl. C. Gagi-i.: Studien über den Aufbau und die Gesteine
Madeiras. Diese Zeitschr. Bd. 64, 1912, S. 364.

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246

Briefliche Mitteilungen.

• •

Uber ein genetisch interessantes Asbest¬
vorkommen bei Kor$a.

Von Herrn Ebnst Nowack in Wien.

(Mit l Texfigur.)

Im Südosten Albaniens treten große Massen basischer
Eruptivgesteine und aus diesen hervorgegangener Serpen¬
tine auf, die jener großen, fast (die ganze Balkan lialbinsel
in der Längsrichtung durchziehenden Grünsteinzone (Ser-
pentin-Schiefer-Hornsteinzone Philifpsons) angehören. In
der Gegend von Kor^a ist in der südlichen Fortsetzung
des Ohrida-Sees ein breiter Streifen des Serpentin-Grund¬
gebirges grabenartig zur Tiefe gesunken; die von einer
Ebene eingenommene Grabensenke wird in ihrem nörd¬
lichen Teil von dem versumpften Maliq-See eingenommen.
Auch die Randgebiete des Kor<?a-Grabens, der an der Wende
von Tertiär — Quartär niedergebrochen sein muß, haben
weithin eine Senkung erfahren, welche schon mit Beginn
des Oligocäns begonnen haben muß; denn wir finden rings
um die Ebene von Korpa das Serpentin-Grundgebirge von
mächtigen, mit dem Unteroligocän (Priabonien) transgre-
dierenden Tertiärablagerungcn bedeckt.

Das Tertiär von Korga liegt mit ausgezeichnet und
mächtig entwickelten Transgressionsbildungen über dem
Eruptivgebirge. Besonders charakteristisch sind diese Basal¬
schichten am Ostrand der Ebene von Kor<?a entwickelt,
wo sic mit sanftem westlichen Einfallen einem hier insel¬
artig aus dem Tertiär aufragenden, langgestreckten Ser¬
pentinzug auflagern. Sie bestehen zumeist aus Serpentin-
breccien und -Konglomeraten, groben Serpentinsanden, dann
lebhaft gefärbten Schiefertonen mit armen Toneisenstein-
lagen und Lignitflözen; weiter stellen sich auch in höheren
Horizonten Koralicnkalke ein und darüber folgt dann eine
eintönige, weit über 1000 in mächtige flvschartige Schiefer¬
ton- und Sandsteinfolge, die bis -ins Hinterste Plioeän reichen
dürfte.

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247

Das Eruptiv - Grundgebirge wird größtenteils aus
Peridotiten von Harzburgit-Typus, vielfach auch fast reinem
Olivinfels, seltener gabbroartigen Varietäten zusammenge¬
setzt; alle diese Gesteine befinden sich in mehr-minder
starker Serpentinisierung. Besonders der östlich Korpu
aufrag-ende erwähnte inselfönnige Gebirgszug ist hoch¬
gradig serpentinisiert, das Gestein ist meist grün-
schwarz - glänzend und bietet durch den bläulichen, röt¬
lichen und grünlichen Schimmer der verschiedenen Zer¬
setzungsprodukte ein oft farbenprächtiges Bild. In der
Gegend südlich Korga treten im Serpentingebirge gang¬
förmige Lagerstätten von Schwefel- und Kupferkies, sowie
manga-nhältigem Magnetit auf, die an anderer Stelle1) be¬
sprochen werden. Asbest fand ich im Serpentin nur in ge¬
ringen Vorkommen bei Gjergjevica und Voskopoj (\V von
Korga).

Ein größeres Vorkommen von Asbest in
inniger Verknüpfung mit Talk findet sich jedoch nicht
im anstehenden Serpentin, sondern in den basalen,
aus Serpentintrümmern zusammengesetzten Tertiär¬
schichten in der Gegend von Dishnica NE von Kor<?a.
Da bisher aus Sedimentärschichten primär gebildeter Asbest
nicht bekannt zu sein scheint2), dürfte die Beschreibung
des Vorkommens von einigem Interesse sein.

Die geologische Situation dieses Vorkommens ist die
folgende: (vgl. hierzu die Skizze Fig. 1).

Bei Dishnica streicht der schon erwähnte, den Ostrand
der Ebene von Kor^a bildende schmale Gebirgszug von
Serpentin, der hier unmittelbar am Bruchrand aus dem
Tertiär auf ragt, gegen Norden, gegen die Ebene aus; von
hier bildet im wesentlichen das Tertiärbergland die Ost¬
umrandung der Ebene3). An der Auflagerungsfläche des
Tertiärs, die mit ungefähr 35° nach <NE einfällt, ist der
Serpentin tief verwittert und in Schutt verwandelt; dieser
zu einer Breccie wiederverkittete, z. T. auch in Konglomerat
umgearbeitete Serpentinschutt bildet die 100 bis 150 m

J) Zeitschr. f. prakt. Geologie, 1924, H. 9.

2) Man kennt wohl in Serpentinsehuttmassen auf sekundärer
Lagerstätte befindlichen Asbest.

8) Bei Piasa ragt abermals etwas Grundgebirge aus dem
Tertiär auf.

4) Sie entsprechen der Priabona-Stufe (nach Fossilfunden, die
zuerst Bourcart während des Krieges machte).

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248

mächtigen Basisschichfcen des Tertiärs4). In den Klüften
dieser deutlich und sehr dick gebankten Bildungen tritt
nun netzartig in zahlreichen Adern der Asbest in engster
Verknüpfung mit Talk und Calcit auf. Im Serpentinsockel
selbst lassen sich nur geringe Kluftausfüiiungen von Talk
Poststellen. Die in dem Gebirgsschutt am rechten Ufer
des Baches so zahlreich zu findenden Asbeststücke stammen
alle aus den basalen Tertiärschichten. In diesen lassen

Fi g. 1.

sich die Asbest- und Talkvorkommen in südlicher Richtung
etwa 3 km (bis in die Gegend östlich Parep), in nördlicher
Richtung bis nach Plasa verfolgen. Die Hauptverbreitung
liegt jedoch zweifelsohne bei Dishnica, wo die einem sub¬
marinen Schuttkegel entsprechende Serpentinbreccie ihre
größte Mächtigkeit erreicht.

Der Asbest ist mit dem Talk und Calcit auf das innigste
verwachsen; zwischen Talk und Asbest lassen sich alle
Zwischenstufen beobachten, indem der meist striemige, weiße
Talk stengelig, kurzfaserig wird und schließlich in bis

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langfaserigen, spinnbaren Asbest übergeht. Der Calcit da¬
gegen scheint nachträglich zwischen den Asbestfasem ge¬
bildet zu sein. Sowohl die Striemung und Stengelung des
Talkes wie die Faserung des Asbestes verlauft im wesent¬
lichen parallel zu den Kluftflächen, öfters ist sie auch
verworren. Bei Schürfungen, die in geringe Tiefe längs
der einzelnen Adern vorgenommen wurden, zeigte sich
gegen das Gesteinsinnere zu eine Vertalkung und gleich¬
zeitig Verengung der Klüfte. Es hatte beinahe den An¬
schein, als ob die Asbestbildung auf das unmittelbar Aus¬
gehende der Klüfte beschränkt wäre; dennoch möchte ich
es für vorschnell halten, sich darüber ohne weitgehendere
Aufschlüsse ein Urteil zu bilden.

Genetisch zeigt das Vorkommen vollkommen klar,
daß sich Talk und Asbest gleichzeitig als Zersetzungspro¬
dukte der Mg-reichen Komponenten des Tertiärkonglo¬
merates in den Klüften unter wesentlichem Einfluß der
atmosphärischen Agenzien gebildet haben. Durch den
Wachstumsdruck erfolgte dabei offenbar gegen das Ausgeh¬
ende der Klüfte, wo die Neubildung am kräftigsten vor
sich geht, eine Erweiterung dieser Klüfte. Das Vorkommen
zeigt ferner eine überaus enge mineralogische Verwandt¬
schaft zwischen Talk und Serpentin- Asbest, die hier als
Endglieder derselben Reihe ita kristallographischen Habitus
verschieden, aber sonst durch Übergänge vollkommen ver¬
knüpft sind (Ta 1 ko - Asbest).

Die chemisch - technologische Unter¬
suchung einer Mischprobe hatte vom praktischen Stand¬
punkt ein ungünstiges Ergebnis. Nach Mitteilung des
Laboratoriums der Preußischen Geologischen Landesanstalt,
in welchem auf meine Bitte das (Material in liebenswürdiger
Weise untersucht wurde, war die Probe nach fünftägigem

Stehen

mit 5%iger Salzsäure

stark zersetzt. In Lösung

gingen:

Si02 .

Fe208, A1«0, .

. . 0,81 o/

. . 1,12

CaO . /. . .

. . 0,39

MgO .

. . 5,96

Das Asbestwerk Feodor Burgmann in Dresden-Leuben
betrachtet das Material für Fabrikationszwecke als nicht
geeignet.

Aussichts voller würde wohl vom rein wissenschaftlichen
Standpunkt eine gründliche chemisch-mineralo¬
gische Durcharbeitung des Materials erscheinen.

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250

um die durch die Eigenart des Vorkommens besonders
interessanten genetischen Beziehungen zwischen Asbest und
Talk aufzudecken. Diese Arbeit müßte natürlich einem
Mineralogen Vorbehalten bleiben.

Beiträge zur Geologie und Morphologie des
Thfiringerwald-Randes zwischen Frankenhain
und Georgenthal.

Von Herrn Hans Weber in Eisenach.

(Mit 1 TexUigur.)

Der im Titel angegebene Teil des nordöstlichen Thü¬
ringerwaid-Randes liegt südlich von Gotha zwischen der
Rumpel an der Straße Crawinkei-Oberhof und dem Tal
der Apfelstädt bei Georgenthal; er wurde im Interesse über¬
sichtlicher Darstellung in vier von SO nach NW als 1 bia
4 numerierte Abschnitte gegliedert, deren Grenzen der
Gosselerspring bei Friedrichsanfang, das Ohratal bei Luisen¬
thal und das Gabeltal bei Gräfenhain sind.

Erster Abschnitt.

Er ist 1100 m lang. Der Thüringerwald wird hier von
Tuffen der Oberhöfer Stufe, Quarzporphyr und einem am
Fuße des Gebirges liegenden Melaphyrkongiomerat gebildet,
das die Goldlauterer Schichten vertritt. Die prätertiäre
Rumpf fläche des Gebirges reicht bis an den Rand heran:
sie nähert sich auf der Klötze (734 m), wo sie sich über ihr
durchschnittliches Niveau (720 m) erhebt (1, S. 461, Nr. 22;
6, S. 27 ff.), bis auf 700 m dem Vorlande, das rund 250 m
tiefer liegt. Dieser Höhenunterschied ist für Thüringer Ver-
nältnissc beträchtlich und bewirkt, daß Gebirge und Vor¬
land in starken, landschaftlichen Gegensatz zueinander
treten. Die Randflexur des Thüringerwaldes ist mit einer
Verwerfung gepaart. Das Rot liegende fällt nach dem Rande
zu ein (die Tuffe am nahen Eisenberg z. B. mit 18 bis 25°),
weshalb man eigentlich von SW nach NO erst Zechstein,
dann die drei Stufen des Buntsandsteins und endlich Muschel¬
kalk erwarten sollte; Zechstein und Unterer Buntsandstein

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251

fehlen jedoch, weil der Schenkel der Flexur von der herzy¬
nisch streichenden Rand Verwerfung geschnitten Avird. Zech¬
stein und Unterer Buntsandstein fallen am Eisenberg steil
nach SW unter das Gebirge ein, haben also eine Um¬
kippung erlitten, die sich nach NW bis über die Rumpel
hinaus fortsetzt; auf das Rotliegende folgen nämlich in
zwei insgesamt nur 150 bis 200 m breiten Streifen Mittlerer
und Oberer Buntsandstein, die nach SW einfallen. Dann
kommt der Muschelkalk; die Terebratelbank zeigt, im großen
und ganzen wenigstens, noch seigeres Einfallen, im Oberen
Muschelkalk geht jedoch das Fallen nach NO über und
nimmt mit weiterer Entfernung vom Gebirgsrande immer
mehr ab. Es ist also eine Knie falte vorhanden, mit der
Besonderheit, daß einerseits verschiedene Glieder des
Schenkels infolge einer Verwerfung längs des Streichens
verschwunden sind und daß andererseits eine Überkippung
eingetreten ist, dio in der Richtung nach der Mulde zu
allmählich ausklingt.

Von der Rumpffläche auf der Klötze führt ein Hang
nach NO hinunter, der seine größte Steilheit am Fuße
des Berges erreicht und mit dem Rotliegenden längs der
Randverwerfung endet. Ihm parallel zieht ein Tälchen, das
an der Schleife des Crawinkler Steigers beginnt und auf
dem Buntsandstein nach NW geht, um schließlich ins
Diluvium einzutreten. Sein, nordöstlicher Talhang wird vom
Muschelkalk gebildet, der längs der Zone der steilgestellten
Terebratelbank und des Unteren Wellenkalks kulminiert.
Da die Schichten herzynisch streichen, bildet er einen
Miniaturvorberg in Form eines dem Rande parallelen
Rückens von 1000 in Länge. Mittlerer und Oberer Bunt¬
sandstein lieferten also, da sie viel weniger widerständig
wie ihre Nac hbar forma tionen sind, eine Längsver¬
tiefung, der Muschelkalk hingegen blieb als Härtling stehen;
dieser ist jedoch nicht nur dein Schichtstreichen angepaßt,
indem er parallel dem Rande läuft, sondern auch dem Fallen,
denn er erhebt sich über das nordöstliche Vorland, was
der immer stärker werdenden Aufrichtung der Schichten
mit der Annäherung an das Gebirge entspricht. Es ist dies
dieselbe Anpassung der Oberfläche an die Lagerung des
Muschelkalks, die auf dem benachbarten Plateau von Gossel
allgemein verbreitet ist (0, S. 119 ff.; 7). Zwischen der
eigentlichen Rumpel und dem Gebirge zieht auf der Rand¬
verwerfung, die hier nach Frankenhain zu abbiegt, ein
Tal nach SO hinab, das zwischen Rotliegendem und Muschel-

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252

kalk im Diluvium liegt. Der geologische Gebirgsrand, als
den man die Formationsgrenze Paläozoikum/ jüngere Ab¬
lagerungen anzusehen pflegt, fällt somit im Abschnitt 1
mit der Randspalte sowie mit der morphologischen Gebirgs-
grenze zusammen und wird durch die parallelen, auf Bunt¬
sandstein bzw. der Spalte laufenden Vertiefungen noch be¬
sonders deutlich markiert. Auch das zusammenhängende
Waldkleid beschränkt sieh auf das Gebiet südwestlich der
Spalte, während das Vorland kahl ist und nur der Muschel¬
kalkrücken etwas lichten Waid trägt.

Zweiter Abschnitt.

Er beginnt am Gosselerspring bei Friedrichsanfang,
endet an der Waldmühle bei Luisenthal und ist 4000 m
lang. Die 720 m-Fläche reicht auch hier bis unmittelbar
an den Gebirgsrand heran; ihr letzter Ausläufer ist die
schmale Gipfelfläche von Quer- und Kienberg, die Höhen
von 706, 723 und 701 m besitzt. Während sie am SW-Rande
mit scharfer Kante gegen die Hänge des Ohratals ab¬
schneidet, geht sie in den NO-Hang ohne deutliche Grenze
über. Da der Erlenbach im Vorlande 1500 m nordwestlich
des Kienberges in 450 m Höhe fließt, bewirkt das nahe
Herantreten der Rumpffläche an den Rand einen Höhen¬
unterschied von 270 m auf ziemlich kurze Entfernung. Der
dem Rande zugekehrte Teil von Quer- und Kienberg wird
von jüngerem Porphyr der Oberhöfer Stufe gebildet, nur
auf der Oberfläche des Querberges und am Hange nördlich
des Kienbergköpfchens treten Tuffe auf; auf das Niveau
der Rumpf fläche hat der Gesteinswechsel jedoch keinen
Einfluß. Die Kniefalte ist auch hier vorhanden, ohne aber
überkippt zu sein; die Lagen des Porphyrs fallen nach NO
ein und tauchen teils unmittelbar unter die diluvialen
Schottermassen des Vorlandes unter, teils schaltet sich ein
schmaler Streifen Unteren Zechsteins dazwischen ein, der
nur 50 bis 100 m breit ist und nach älteren Beobachtungen
in Schächten 40 bis 50° NO fällt (2, S. 100). Eine Ver¬
werfung, die die Fortsetzung derjenigen von der Rumpel
wäre, ist auf der geologischen Karte nicht angegeben, doch
wird ihr Vorhandensein weiter unten wahrscheinlich gemacht
werden (S. 5). Der dem Zechstein folgende Untere Bunt¬
sandstein1) ist vom Diluvium bedeckt, aus dem er nur zu

J) Die Zurechnung zur Unteren Stufe ist nicht ganz sicher
(2, S. 78).

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253

beiden Seiten der Bahn nordöstlich Waldmühle und in Form
von Lesesteinen 300 m östlich des Porphyrbruehes am
Öroßen Gabelloch auftaucht. Da Zimmermann für das erst¬
erwähnte Vorkommen „mittleres bis steiles Einfallen nach
NO" angibt (2, S. 100 und 78), gehört es noch zum Schenkel
der Flexur, wahrend der an drei Stellen südlich des Aue-
berges nachgewiesene Röfc bereits flache Lagerung zeigt
und daher der Mulde zuzurechnen ist. Der Gebirgshang
besitzt im allgemeinen im unteren Teile den grüßten
Böschungswinkel und geht längs der Formationsgrenze Rot-
liegendes — Diluvium mit sehr scharfem Gefällsknick in das
leicht nach NO geneigte Vorland über; da wo Zechstoin
vorhanden ist, läuft er dieser morphologischen Linie entlang.
Oeo- und morphologischer Rand fallen also auch in diesem
Abschnitt zusammen, sodaß dem im NO stehenden Beschauer
die sehr schmale Zone des Zechsteins als die Linie erscheint,
längs deren das Gebirge aus dem Vorlande emporsteigt.
Der Wald überzieht jedoch gleichmäßig das Gelände von
der Rumpffläche bis herab zum Erlenbach und den Hell-
teichen. Der Außenhang von Quer- und Kienberg ist flacher
als der nach dem Ohratal gekehrte, der Felsbildungon
und starke Bestreuung mit Porphyrscherben zeigt; es liegt
dies daran, daß sich der NO-Hang ira Sinne der Schichten
neigt, auch arbeitet hier kein größerer Wasserlauf in un¬
mittelbarer Nähe an der Fortführung der sich abwärts
bewegenden Schuttmassen, wie es auf der Ohraseite der
Fall ist. Der NO-Hang hat daher Zeit, schroffe Formen
auszugleichen, während der SW-Hang viel energischer an¬
gegriffen und zurückverlegt wird.

Die drei Rötvorkommen südlich des Auebcrges gehören,
wTie oben erwähnt, der Mulde der Flexur an; da aber
bereits 700 m nordöstlich vom Aueberg Unterer Keuper
ansteht, der gleichfalls flach gelagert ist, bleibt zwischen Röt
und Keuper kein Platz mehr für den Muschelkalk. Dieser
müßte in sehr steiler Lagerung unter Diluvium verargen
liegen, was jedoch ausgeschlossen sein dürfte*, da er bei
seiner großen Widerständigkeit eine Erhebung verursachen
müßte. Es bleibt daher nur die Annahme einer unter dem
Diluvium verborgenen Verwerfung zwischen Röt, und Keuper
übrig, die als Fortsetzung oder Abzweigung derjenigen von
der Rumpel aufzufassen ist (2, S. U0); sie biegt von der
Spalte nordwestlich der Rumpel ab, zieht unter dein Gelände
Friedrichsanfang Hellteiche nach N, wendet sich am Aue¬
rberg nach NW und muß b»-i Fiedler«rrhihle die Ohra uriter-

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254

schreiten. Sie weicht also beim Aueberg 1000 m, zwischen
diesem und der Ohra 1500 m weit vom Gebirgsrande zurück.

Dritter Abschnitt.

Er ist vom zweiten durch das 250 m breite Ohratal
getrennt und reicht geradlinig 3000 m weiter bis Grafen-
hain, wo das Gabeltal aus dem Gebirge tritt. Die Rand*
flexur findet sich auch hier und hat zunächst, die Rotliegend¬
schichten betroffen, die am Steinigen Berg das Profil des
Kienberges fortsetzen: zu unterst älterer Porphyr, dann ein
nicht sehr mächtiges Lager von Arkoson, Tuffen usw., die
30° NO fallen, und als Hangendes jüngerer Porphyr der
Oberhöfer Stufe. Hierzu tritt im Gebiete Ziegenböhler,
Brandjohn und Sommerwand das Obere Rotliegende (Tam-
bacher Schichten), das in Form des Schwalbensteinkonglome¬
rats diskordant und z. T. fast horizontal dem Mittleren Rot¬
liegenden auf liegt und die Mitte des Abschnitts einnimmt:
es ist gleichfalls von der Flexur betroffen. Dem Rotliegen¬
den folgt der nur 30 in mächtige Zechstein, der durch¬
schnittlich 150 bis 200 m, im Höchstfälle 300 in breit, aus¬
streicht ; er wird konkordant vom Buntsandstein überlagert,
der durch seine Untere und Mittlere Stufe vertreten wird,
1000 m breit ist und unter das Diluvium des Vorlandes
taucht. Schichten, die zur Mulde der Flexur gehören, liegen
nicht zutage.

Das Rotliegende bildet einen Höhenzug, der vom Ge¬
birge durch den Lehmgrund und gegen NO vom übrigen
Randgebiet durch eine Reihe von Vertiefungen geschieden
wird, die auf dem Zeclisteinbande verlaufen; er kulminiert
im Ziegelberg (672 m). Die RumpffLäche des Gebirges senkt
sich auf dem Rücken, der die Wasserscheide zw-ischeD
Apfelstädt und Ohra trägt, von durchschnittlich 750 m in
der Gegend des Roßkopfes auf 720 m an der Scharfer
Hög; hier endet sie, muß früher aber weiter nach NO
gereicht und beim Ziegelberg, wenn die gleichmäßige
Senkung angehalten hätte, in etwa 710 m Höhe gelegen
haben. Der Ziegelberg läge also heute nur unerheblich unter
ihrem Niveau, worauf auch seine breite, flach gewölbte Ober¬
fläche hinzudeuten scheint. Vielleicht haben die „milderen,
tonig-sandigen Lagen“ des Oberen Rotliegenden (2, S. 4L
42), die sich heute noch am O-Hange des Steinkopfes und
am Brandjohn finden, ehemals weiter nach W und NW
gereicht und waren in Gegend Steinkopf — Ziegelberg an
der Zusammensetzung der prätertiären Oberfläche beteiligt;

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255

durch ihre geringe Widerständigkeit wurde ihre Entfernung
beschleunigt und damit eine Tieferiegung der Oberfläche
herbeigeführt. Da die heutigen Reste der Rumpffläche auch
an der Scharfen Hög immer noch 3000 m vom geologischen
Rande entfernt bleiben, ist allmähliches Absinken im Gegen¬
satz zum vorigen ein Merkmal dieses Randabschnittes. Ein¬
flüsse des Gesteinswechsels auf die Höhenlage des Kammes
Steiniger Berg — Ziegelberg oder den Böschungswinkel seiner
Hänge sind nicht zu erkennen.

Die auf dem Zechsteinband verlaufende Längsver¬
tiefung wird durch zwei Wasserscheiden, eine südlich
des Schloßberges, die andere zwischen Knöpfeis- und Ziegel¬
berg, in drei Abschnitte gegliedert, deren mittelster im
Haseltal einen Abflußweg senkrecht zum Schichtstreichen
nach dem Vorlande zu besitzt. Die geringe Widerständigkeit
verschiedener Horizonte des Zechsteins, insbesondere der
Letten der Oberen Stufe einschließlich der Bröckelschiefer
des Unteren Buntsandsteins, ist die Ursache dafür, daß sich
im Anschluß an die „postoligoeäne“ Reaktivierung der
Randspalten längs der Formation Vertiefungen entwickelten.
Da der Zechstein nach NO fällt (2-3 bis 30° am Steinigen
Berg [2, S. 100]) und auf der Rumpffläche daher notwendig
weiter gebirgseinwärts ausstreichen mußte, müssen auch
die Längstäler dort angelegt und mit fortschreitender Ein-
tiefung dem Schichtfallen entsprechend gegen das Vorland
hin abgeglitten sein2). Zur Bildung von Erhebungen neigt
hingegen der harte Plattendolomit des Oberen Zechsteins;
er liefert jedoch nur kleinste Formen, da er höchstens
15 bis 20 m mächtig ist; niedere, schmale, steinige Rücken
und winzige Felspartien zeigen seinen Verlauf an. Er
beginnt als flacher Huckel im oberen Kirchgrund und zieht
sich so über die Wasserscheide südlich des Schloßberges
hinweg; dann wird er sehr markant, bildet den Klingstein
und geht als 30 bis 50 m breiter Rücken bis in das Tal
von Scherershütte hinab. Hier tritt er auf der rechten
Talseite infolge einer Verwerfung noch einmal etwas weiter
unterhalb in 100 m Länge auf. Ebenso deutlich erscheint
er schließlich wieder in den Tälern, die von der Wasser¬
scheide zwischen Knöpfeis- und Ziegelberg nach Scherers¬
hütte und Gräfenhain hinunterführen. Dem Zechsteinstreifen

2) Nur das untere Ende des Kirchgrundes liegt auf Unterem
Buntsandstein; vermutlich ist das Tal in den oberen Letten des
Zechsteins und den Bröckelschiefern angelegt gewesen.

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256

folgt eine Vorbergzone im Buntsandstein, die durch das*
Haseltal in den Kamm, der den Schloßberg (542 m) trägt,
und den Knöpfeisberg (516 m) gegliedert wird; beide bleiben
an Höhe um 50 bzw. 150 m liinter dem Rotliegenden zurück,
wodurch gleichfalls allmähliches Absinken des Gebirges nach
dem Vorlande zu bewirkt wird. Ähnlich wie beim Kien¬
berg sind die gegen die Zechsteintäler und die Quertäler
gerichteten Hänge steiler als die NO-Hänge; die Gründe
sind dieselben wie dort. Der Böschungswinkel der Außen
hänge nimmt allerdings nach oben erheblich zu, weil der
Kamm der Vorbergo durch die festen Bänke des Unteren
Buntsandsteins gebildet wird. Geologisch gehört der Bunt-
«andstein nicht mehr zum Gebirge; da jedoch das Waldkleid
auch Schloß- und Knöpfeisberg bis zur 420-m-Schichtlinie
herab überzieht und das Vorland ziemlich eben ist, bildet
der Waldrand eine oro-, bio- und anthropogeographische
Grenzlinie, die 750 m außerhalb der geologischen läuft. Eine
Randverwerfung ist am NO-Ende von Gräfenhain erkenn¬
bar, kann aber nur 200 m weit verfolgt werden, weil sie
nach NW unter Alluvium und nach SO unter Diluvium ver¬
schwindet; es ist jedoch anzunehmen, daß sie „zwischen
dem Keuper des Goldbergs und dem Buntsandstein westlich
'Tobiasmühle hindurchzieht" (3, S. 19), und demnach die Fort¬
setzung der Spalte vom Aueberg ist. Voir geologischen
Bande ist sie 1200 bis 1500 m entfernt; vermutlich grenzt,
wie auch beim Aueberg und bei Gräfenhain, längs des
ganzen nicht sichtbaren Teiles der Verwerfung Oberer bzw.
Mittlerer Buntsandstein an Unteren Keuper.

Die Muschelkalkschollen des dritten Ab¬
schnittes.

Als Fremdlinge liegen im Mittleren Buntsandstein des
dritten Abschnitts zwei kleine Muschelkalkvorkommen, die
auf der geologischen Karte nicht angegeben sind (5). Sie
seien als 1 und IT bezeichnet; I liegt 500 m nördlich tle>
.Schloßberggipfels, II 500 m ostnordöstlich des Knöpf elsbergs.
I ist eine längliche Kuppe, deren Hänge allerseits gegen
das umgebende flachere Gelände scharf abgesetzt sind. Der
gerade, fast 140 m lange NO-Hang ist besonders steil und
schneidet mit. dem Rande des Waldes ab, flacher
sind der S- und SW-Hang. Die Kuppe ist in SO — XW ge
streckt, ihr Umfang, d. h. die Länge der unteren Kann*
ihrer Hänge, mißt 520 m. Oben liegt eine kleine, flach
gewölbte Fläche, die ihren höchsten Punkt und ihre größte

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257

Breite am SO-Ende erreicht, wo sie die rückwärtige Ver¬
bindung mit dem Schloßberghang um 4 m überragt. Nach
NW zu senkt und verschmälert sie sich und geht nach
W, N und O mit scharfer Kante in den Hang über; sie
ist 90 m lang. Auf dem alten Meßtischblatt, der Grund¬
lage der geologischen Karte, ist das Vorkommen I durch
weites Ausbiegen der Schichtlinien und eine punktierte,
elliptische Linie als Erhebung gekennzeichnet, auf dem
neuen Meßtischblatt, Aufnahme von 1905, fehlt dagegen
die punktierte Linie und die Schichtlinien biegen nur wenig
aus. II ist eine kleine Kuppe von rundlichem Umfang,
sanft gewölbt, mit flach geneigten Hängen, die gegen
das umgebende Gelände deutlich abgesetzt sind. Der NO-
Rand verläuft in einer Länge von 90 m wenige Meter ein¬
wärts vom Waldrande. Die Kuppe erhebt sich nur 2 m
über die rückwärtige Verbindung mit dem Hang des
Knöpfeisbergs, ihr Umfang mißt 310 m. Auf dem neuen
Meßtischblatt ist sie durch Ausbiegen der Schichtlinien,
auf dem alten überhaupt nicht dargestellt. Das Gestein
der Kuppe I ist ein dunkelgrauer, dichter Kalkstein,
der gelegentlich ockergelbe Flecken und feine, weiße Kalk¬
spatadern zeigt, stets ziemlich dünnplattig ist, im allge¬
meinen ebene Schichtflächen besitzt, gelegentlich aber auch
von knotiger Beschaffenheit ist. An einigen Lesesteinen
fanden sich Rutschflächen; auf II befindet sich ein älterer
Aufschluß von ly* m Tiefe und 25 Schritt Länge, in dem
ungefähr nordnordwestliches Streichen und ein Fallen von
etwa 30° WSW festgestellt werden kann. Dicht neben
der Grube liegt eine kleine, trichterförmige Vertiefung,
die wohl als einer der auf dem benachbarten Plateau von
Gossel so häufigen Erdfälle anzusehen ist (8). Vorkommen II
scheint dem Unteren Muschelkalk anzugehören. Die Er¬
hebungen verdanken der größeren Widerständigkeit des
Muschelkalks gegenüber dem umgebenden Sandstein ihre
Entstehung, sind also kleine Härtlinge.

Mitten im Buntsandstein sitzende Muschelkalkpartien
kommen in der Umgebung noch mehrfach vor. Verbindet
man auf der Karte die 760 m voneinander entfernten Kuppen

I und II durch eine Gerade und verlängert diese über

II hinaus, so trifft man nach abermals 750 m am Rande
von Gräfenhain auf eine auch völlig isoliert im Bunt-
sandstein liegende, morphologisch nicht hervortretende Partie
von Nodosenkalk, die als III bezeichnet sei. Die Erläuterer
des Blattes Ohrdruf sagen bezüglich dieses Vorkommen*

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258

(3, S. 19): „Es ist eine Erscheinung von der Art, wie sie
mehrfach auf Blatt Friedrichroda vorkommt: Einstürze
in den Sandstein längs des Nordrandes des Thüringer Wal¬
des, sporadisch, ohne daß man berechtigt wäre, sich fort¬
setzende Verwerfungslinien anzunehmen.“ Diese letztere
Ansicht kann jedoch nach Auffindung von I und II nicht
mehr aufrecht erhalten werden. Eine zusammenhängende
Spalte ist zwar nicht vorhanden, doch ist es sehr auffallend,
daß I, II und III genau in einer Linie von herzynischer
Richtung liegen; es muß daher eine fortlaufende, latente
Störungslinie angenommen werden, längs deren an ver¬
schiedenen Stellen Einbrüche erfolgt sind. In ähnlicher
Weise kommen Störungen, die, ohne direkt miteinander zu¬
sammenzuhängen, auf einer gemeinsamen Schwächelinie
sitzen, auch anderwärts, so z. B. längs der nahen Eichen-
berg-Saalfclder Störungszone vor. Verlängert man die er¬
wähnte Verbindungslinie noch über III hinaus, so gelangt
man nach 1 250 m an der W-Ecke von Nauendorf auf das
letzte Enkie der gleichfalls herzynischen, großen Randver¬
werfung des Blattes Friedrichroda. Diese kommt ununter¬
brochen, oft in Form von zwei oder mehr nahen Parallel¬
spalten von Dammühle bei Friedrichroda, unterschreitet am
Bahnhof Georgenthal die Apfelstädt (9, Übersichtskarte)
und besitzt bei Nauendorf noch eine beträchtliche Sprung¬
höhe, da Mittlerer Buntsandstein neben Unteren Keuper
gesetzt ist; vom Endpunkt zweigt übrigens in spitzem
Winkel eine andere Verwerfung nach N ab, die aber bald
nach 0 umbiegt und nach 1000 m unter Alluvium ver¬
schwindet. Tatsächlich endet die Hauptrandspalte jedoch
nur als Verwerfung bei Nauendorf, geht aber als latente
Schwächezone in derselben Richtung durch das Gebiet des
Mittleren Buntsandsteins weiter, wo die Muschelkalkschollen
III, II und I an ihr abgesunken sind.

Der auffälligste Unterschied zwischen den Abschnitten
2 und 3 ist das Fehlen der Buntsandsteinvorberge rechts
der Ohra und ihr unvermitteltes Auftreten am linken Ufer
bei Bahnhof Luisenthal. Eine Verwerfung wird im Ab¬
schnitt 2 von der geologischen Karte nicht angegeben, doch
weist Zimmekmaxx darauf hin, daß infolge steiler Auf¬
richtung lokal einzelne weichere Schichtenstöße des Zech¬
steins abgerissen und in der Tiefe zurückgeblieben sein
können; meist habe zox die Gleitzone abgegeben, sodaß
oberflächlich nur zo2 und zo3 vorhanden seien (2, S. 101).
Von Waldmühle .bis zum Gabelloch ist aber gerade nur

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259

der Untere Zechstein vertreten und weiterhin fehlt die
Formation vollständig. Das ist nur durch die Annahme
einer durchgehenden Verwerfung zu erklären, die nicht an
bestimmte, schlüpfrige- Horizonte gebunden ist, sondern die
Schichten schneidet. Zu dieser Annahme berechtigen die
Muschelkalkvorkommen I — III; ihre Verbindungslinie trifft,
nach SO verlängert, auf Waldmühle, und es ist anzu¬
nehmen, daß hier längs der bisher latenten Schwächelinie
erneut eine Verwerfungsspalte auftritt, die bis zum Gabel¬
loch den Zechstein durchschneidet und hierauf sein völliges
Verschwinden bewirkt. Sie steht wahrscheinlich unter dem
Diluvium mit der Randspalte der Rumpel in Verbindung.
Eine Bestätigung dieser Annahme ist der Fund eines Sand¬
steinbrockens mit mehreren Rutschharnischen in dem
größeren der beiden Aufschlüsse des Ohrdrufer Stadtforstes
gerade auf der Störungslinie; die Harnische wären aus
der Lagerung, wie sie die geologische Karte angibt, nicht
zu erklären, sie deuten auf Verwerfungen, die wegen
ihrer geringen Sprunghöhe und der Gleichartigkeit des
Gesteins oberflächlich nicht zu erkennen sind3). In den
Abschnitten 2 und 3 sind demnach zwei parallele Störungs-
iinien vorhanden; an der inneren ist im Abschnitt 2 der
Buntsandstein abgesunken, weshalb bei seinem nordöstlichen
Einfallen die Grenzen seiner Stufen näher am Gebirge
liegen, als sie es beim Fehlen der Verwerfung tun würden;
die Breite der Formation ist daher für die Bildung von Vor¬
bergen zu gering und der Röt bis auf 500 m ans Gebirge
herangerückt, während er im Abschnitt 3 1000 m vom
geologischen Rande entfernt noch nicht festzustellen ist.

Vierter Abschnitt.

Er reicht vom Gabeltal bei Gräfenhain bis zum Tal
der x\pfelstädt bei Georgcnthal und ist 2800 m lang. Auch
hier sind die Schichten vom Mittleren Rotliegenden bis
zum Mittleren Buntsandstein von der Flexur betroffen. Die
Oberhöfer Stufe ist durch Porphyre, Porphyrito und Tuffe
vertreten, tritt bezüglich ihrer Verbreitung jedoch hinter
dem Schwalbensteinkonglomerat sehr zurück. Das Rot¬
liegende bildet einen Rücken, der im Brandkopf (671 m)
kulminiert, nach NW zu an Höhe immer mehr abnimmt

3) Analogie mit dem scheinbaren Fehlen der Eichenberg-
Saalfelder Störungslinie im Buntsandsteingebiet von Paulinzella

(4, S. 66).

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260

(Totenstein 560 m) und im ganzen beträchtlich unter dem
Niveau der prätertiären Landoberfläche liegt. Diese bleibt
hier im Tambacher Becken so weit vom Rande entfernt,
daß sie für dessen morphologisches Bild ohne Bedeutung ist.
Im NO wird der Rotliegendrücken von einem Steilrande
begrenzt, an dessen Fuß sich besonders in der Umgebung
der Wechmarhütte geringe Reste stark zertalter Ver-
flächungen in etwa 500 m Höhe anschließen. Durch den
geologischen Bau ist dies Profil Rücken-Steilrand-Plateau
von Wechmarhütte nicht bedingt, nur die Kleinformen
sind vielfach vom Gestein abhängig; so bilden die beiden
Porphyritvorkommen nördlich des Schwimmbachs kleine
Härtlinge mit sehr steilen Hängen. Auf dem Zechstein¬
streifen haben sich auch hier Längstälchen ent¬
wickelt, im Schwalbensteinkonglomerat liegt nur der untere
Teil des Schwimmbachtals; vermutlich wurde jedoch auch
dies in dem auf der prätertiären Landoberfläche mehr ge-
birgseinwärts ausstreichenden Zechstein angelegt, glitt je¬
doch mit weiterer Eintiefung nicht nach NO ab, sondern
drang epigenetisch in das viel widerständigere Rotliegende
ein. Der Plattendolomit ist als zusammenhängende Boden¬
welle vom Gabeltal bis zur Straße Wechmarhütte-Nauen¬
dorf zu verfolgen; westlich der Straße deuten auf dem
S-Hang des Finkenbergs zwei kleine, steinige Buckel auf
seine Anwesenheit, und 250 m weiter bildet er am oberen
Ende des Talhanges vom Schwimmbachtal eine scharfe
Kante. Diese geht allmählich in einen felsigen Grat über,
der sich nach Georgenthal hinein bis fast an die Bahn
herunterzieht. Der Buntsandstein bildet eine Vorbergzone,
die durch ein Quertal in Heide und Finkenberg zerlegt
wird. Die Heide trägt eine die Schichten des Unteren
Buntsandsteins schneidende Verflächung in 500 m Höhe, die
sich nach SW bis in den Bereich des Zechsteins hinein
erstreckt; vielleicht besteht zwischen dieser sowie dem
Plateau von Wechmarhütte und entsprechenden Niveaus
im Tambacher Becken ein ursächlicher Zusammenhang.
Heide (510 m) und Finkenberg (461 m) sind, da der Land¬
wirtschaft dienstbar gemacht, von den bewaldeten Vor¬
bergen des 3. Abschnitts erheblich unterschieden und ge¬
hören biogeographisch zum Vorlande; da sie aber die Fort¬
setzung der mit dem Gebirge eine geographische Einheit
bildenden Höhen Schloß- und Knöpfeisberg sind, und das
Vorland auch hier sehr flach ist und viel tiefer liegt
(370 — 380 m), sind sie geographisch dem Gebirge zuzu~

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261

rechnen. Infolge ihrer Waldlosigkeit mildern sie aber land¬
schaftlich den Übergang vom Gebirge zum Vorland, zumal
sie auch vom Rücken Brandkopf-Totenstein nur wenig über¬
höht werden. Die außerhalb der Vorberge verlaufende
innere Randverwerfung ist, wie bereits im Abschnitt 3
geschildert, zwischen Gräfenhain und Nauendorf in Form
einer latenten Schwächelinie vorhanden und tritt erst west¬
lich von Nauendorf als Verwerfungsspaite auf. Die äußere
Randverwerfung ist zum letzten Mai am NO-Ende von
Gräfenhain nachweisbar. Da ihre Sprunghöhe hier noch
ziemlich groß ist (Unterer Keuper neben Mittlerem Bunt¬
sandstein), dürfte sie noch eine Strecke unter dem Alluvium
weiter laufen; vielleicht steht sie mit der von der inneren
im spitzen Winkel abzweigenden Spalte in Verbindung.

Schlußbemerkungen.

Die Format ionsgrenze Paläozoikum / jüngere Bildungen
pflegt man als geologischen Gebirgsrand zu bezeichnen. In
dem behandelten Gebiet liegen aber zum Teil weit außer¬
halb des geologischen Randes noch Randspalten, die eben¬
sogut geologische, und zwar tektonische Grenzen des Ge¬
birges sind. Ihre SW-Flügel sind gehoben, geologisch also
dem in Staffeln abbrechenden Gebirge zuzurechnen. Erst
wenn man die äußerste Randverwerfung nach NO über¬
schritten hat, ist man in jeder Hinsicht im Vorlande. Ich
möchte deshalb die Grenze Paläozoikum / jüngere Schichten
genauer den stratigraphischen, die am weitesten
außen liegende, tektonische Grenzlinie dagegen den tek¬
tonischen Gebirgsrand nennen. Diejenige Gebirgs-
grenze, die sich aus geo- und morphologischen, bio- und
anthropogeographischen Gesichtspunkten ergibt, sei als
geographischer Rand bezeichnet. Die Lage der
drei Ränder ist aus der Skizze ersichtlich; nur an der
Rumpel fallen alle in eine einzige Linie zusammen, die
daher eine sehr scharf ausgeprägte, geographische Grenze
darstellt.

Die beiden Abschnitte rechts bzw. links der Ohra lassen
sich zwanglos zu folgenden beiden Randtypen ver¬
einigen.

I. rechts der Ohra: die Rumpffläche des Gebirges tritt,
ohne ihre Höhenlage zu ändern, bis unmittelbar an
den Rand; Flexur mit ziemlich steilem Schenkel und
doppelte Randverwerfung sind vorhanden; der geo-

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graphische Rand liegt im Schenkel der Flexur und
fällt mit dem stratigraphischen zusammen;

II. links der Ohra: die Rumpff lache des Gebirges zeigt
eine sehr schwache Senkung nach dem Rande zu,
ohne ihn zu erreichen; Flexur mit weniger steilem
Schenkel und Randverwerfung, stellenweise doppelt,
sind vorhanden; der geographische Rand liegt außer¬
halb des stratigraphischen und innerhalb des tek¬
tonischen.

Die Rumpffläche ist das Produkt des prätertiären Yer-
ebnungsprozcsses, während alle anderen Formen erst nach

Fig. 1. Stratigraphischer, tektonischer uud geographischer Rami
des Thüringerwaldes zwischen Rumpel und Georgenthal.

M. 1 : 133000.

der Reaktivierung der prätertiären Störungen herausge¬
arbeitet worden sind. Als Linien, längs deren die Reak¬
tivierung erfolgt sein kann, kommen in Frage: 1. die
Flexur, 2. die innere und 3. die äußere Randverwerfung.
Eine Wiederbelebung der Flexur im Sinne einer Verstärkung
der Faltung dürfte jedoch bei der geringen Entfernung,
die die Schichten von der damaligen Erdoberfläche gehabt
haben, nicht anzunehmen sein, statt dessen könnte hier
eher eine Zerreißung eingetreten sein, wie es im Ab-

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263

schnitt 2 der Fall ist. Auch an dieser Stelle ist aber eine
Reaktivierung nicht wahrscheinlich, weil Flexur, Spalte
und morphologischer Gebirgsrand heute noch Zusammen¬
fällen: seit der Neubelebung, die schon recht weit zurück¬
liegt, ist aber eine so beträchtliche Erosionsarbeit geleistet
worden — man beachte nur die großen Taleinschnitfce,
die die Ohra und ihre Quellbäehe inzwischen geschaffen
haben — , daß der NO-Hang im 2. Abschnitt seitdem be¬
reits ein merkliches Stück zurückverlegt, mindestens aber
viel stärker zertalt sein müßte, als er es heute ist. Nur
zwischen Nauendorf und der Apfelstädt ist eine Wieder¬
belebung dieser Spalte denkbar4). Es bleibt also für das
übrige Gebiet allein die heute völlig ausgeglichene, äußere
Randverwerfung übrig, an der die Reaktivierung statt¬
gefunden haben kann. Auf der alten Landoberfläche müssen
folgende Formationen die Nachbarschaft dieser Spalte ge¬
bildet haben: vom Rotliegenden des Gebirges nach außen
Zechstein, Unterer, Mittlerer und Oberer Buntsandstein und
vielleicht noch, der Spalte am nächsten, ein schmaler
Streifen Muschelkalk, der nach NO fiel und von der Ver¬
werfung abgeschnitten wurde; der andere Flügel wurde
von Unterem, vielleicht noch Mittlerem Keuper gebildet,
der ein wenig nach SW geneigt war. Leicht zerstörbare
Formationen oder solche, die wenigstens geringer wider-
ständig waren, wie das Rotliegende, lagen also der Spalte
am nächsten und konnten mit dem Eintritt der Neu¬
belebung rasch entfernt werden. Auch der längs der Ver¬
werfung vielleicht vorhandene Muschelkalk konnte nur ge¬
ringen Widerstand leisten, da er geringe Breite besaß, die
oberste Kante des emporsteigenden Gebirgsrandes bildete
und durch die Hebung eine verhältnismäßig hohe Lage
über der Erosionsbasis erhielt. So erklärt sich die völlige
Einebnung der entstehenden Stufe und ihr Rückschreiten
bis zur heutigen Lage. Sobald die wider ständigen Ober-
höfer Schichten erreicht wurden (Abschnitt 2), trat eine
Verlangsamung der Rückverlegung ein.

Nur im Abschnitt 1 vereinigt sich auch heute noch
der geographische Rand mit dem stratigraphischen und
tektonischen zu einer Linie; obwohl die Reaktivierung
längs der hier vorhandenen einzigen Spalte erfolgt sein
muß, ist der Steilhang jedoch nicht zurückgewittert, weil
dicht ans Gebirge in einer Breite von über 1000 in die

4) Die innere Verwerfung wird hier zur äußeren.

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- 264

Muschelkalkplatte des Gosseler Plateaus herantritt, die in¬
folge ihrer Härte und Wasserdurchlässigkeit der Abspülung
energischen Widerstand entgegensetzt und die Entstehung
von stark arbeitenden Gewässern verhindert. Außerdem
grenzen hier die sehr widerstandsfähigen Gesteine derOber-
höfer Stufe fast unmittelbar an die Spalte; so wurde dies
schmale, an und für sich resistente Stück des Randes
gegen frontale Bearbeitung von NO her geschützt und
konnte sich an dieser Stelle bis heute erhalten.

Literatur

1. A. Ebebt, Beiträge zur Kenntnis der prätertiären Landober-

fläche im Thüringerwald und Erankenwald. Jahrb. <L
Pr. Geol. Landesanst. f. 1920, Bd. XLI. Teil I. H. 2.

2. Erläuterungen zu Blatt Crawinkel-Gräfenroda, von E. Zimmeb-

man\. 1908.

3. Erläuterungen zu Blatt Ohrdruf, von M. Baueb, E. Weiss

und B. Scheibe. 1889.

4. E. Philippis Vorlesungen, herausgegeben von O. Marschall.

Jena 1912.

5. H. Weber, Cber zwei Vorkommen von Muschelkalk am Nord¬

ostrande des Thüringer Waldes bei Ohrdruf. Thür. Monats -
blätt., 29. Jahrg., 1921, Nr. 1.

0. H. Weber, Das Flußgebiet der Ohra und das Plateau von
Gossel. Diss. Jena 1922.

7. H. Weber. Das Plateau von Gossel, ein Beitrag zum Problem

der prätertiären Landoberfläche in Thüringen. Centralbl. f.
Min. Jahrg. 1923, Nr. 11. S. 324 bis 336'.

8. H. Webeb, Die Erdfälle des Plateaus von Gossel. Peterm.

Geogr. Mitteil. 1923.

9. K. A. Webeb, Das Störungsgebiet am Nordrande des Thüringer

Waldes zwischen Friedrichroda und Georgenthal. Jahrb.
d. Pr. Geol. Landesanst. f. 1913. Bd. XXXIV. Teil I, H. 3.
Geologische Spezialkarte 1:25 000, Friedrichroda, Ohrdruf. Cra¬
winkel-Gräfenroda.

'Manuskript eingegangen am 18. Juni 1923.'

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265

Uber das Alter des Gruskalkes von Zarenthln
in der Priegnitz.

Von Herrn K. Hucke in Templin (Uckermark).

In meiner Geologie von Brandenburg (Stuttgart 1922)
gab ich auf Seite 110 — 111 der Vermutung Ausdruck, daß
das bereits durch v. Klöden1) beschriebene und von
Gruä’eb*) als oiigocän kartierte Kalkvorkommen von Zaren-
thin in der Priegnitz zwischen Pritzwalk und Wilsnack
wahrscheinlich paleocänen Alters sei. Unabhängig davon
sprach Herr C. Gauel3) dieselbe Meinung aus. Als be¬
stätigende Ergänzung der seinerzeit von Herrn C. Gagel
in dieser Sache gemachten Ausführungen4) möchte ich das
Ergebnis mitteilen, das meine Untersuchung des mir von
der Preußischen Geologischen Landesanstalt zur Verfügung
gestellten Gruskalkes vom Räuberberge bei Zarenthin ge¬
habt hat.

Im Schlämmrückstand fanden sich:

Foraminiferen.

1. Triloculina Kochi Reuss

2. Nodosaria raphanusJj. ( =N . latcjngata v. Hantkex,
— N. polygona Reuss)

3. N. longicauda Reuss

4. Polymorph ina gibba d’Orb

5. Marginulma glabra d’Orb

6. Crisiellaria signata Reuss

7. Cr. neglccta Reuss

8. Cr. inornata d’Orb

9. Gr. decornta Reuss

10. Rosalina Kochi Reuss

*) K. F. v. Klöden, Beiträge zur miner. u. geogn. Kenntnis
der Mark Brandenburg. I. Stück. 1828. S. 73.

2) Erläuterungen zu Blatt Demertin der gebl. Spezialkarte.
Berlin 1896.

8) C. Gagel, über Spuren des ältesten Tertiärs in der Mark
und über die Stratigraphie des ältesten Tertiärs. Diese Zeitschrift,
Bd. 74, 1922. M. B. S. 204 und 292.

*) a. a. O. S. 292.

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266

11. Pulvinulina Karsteni Reuss

12. AnomaHnu (Truncatulina) grosserugosa Gumbei.

13. Truncatulina (Ttotalina) Ungcriana d’Orb

14. Tr. Baidingcrii d’Orb (= Rotalia Brückn eri Rei s-?)

15. S'piroplccta bi/ormis Parker und Jones

16. Vvigcrina farinosa v. IIantken

17. B oliv in a nobilis v. IIantken

Die Mehrzahl dieser Foraminiferen ist von Reuss )
und Schacko5 6) im Paleocän von Brunshaupten, Karenz
usw.7) naehgewiesen worden, zum Teil wurden sie auch im
Wiener Becken bzw. im Unteroligocän (Clavulina SzaWA-
Scbichten) und Mitteloligocän, im alpinen Eocän und im
Londonton gefunden; einige kommen schon in der oberen
Kreide vor. Besonders auffällig ist das Vorherrschen der
Nodosaria raphanus L. in großen Exemplaren und der
großen Cristellaricn Nr. 6 — 8 der Liste in Bastorf sowohl
wie Zarenthin.

Ostrakoden.

1. Cythcrc gracilicosta Reuss

2. C. scrrulata Bosquet

3. C. texturata Reuss

4. C. Baidingcrii Bosquet

5. C. hlspida Speyer

6. C. Meyni Reuss

7. C. Kochi Reuss

8. Cythcrclla ovata Römer

Sämtliche Ostrakoden dieser Liste mit Ausnahme von
Cythcre serrulala Bosquet sind von Reuss bzw. Schacko
im mecklenburgischen Paleocän festgestellt worden. Cythr-
rella ovata Römer kommt in der Kreide und im Eocän
Englands (Bracklesham) vor, Cythere scrrulata Bosquet
im Obersenon von Maastricht, andere auch im Oligocän
bzw. Mioeän.

Außerdem enthielt der Schlämmrückstand Bruchstücke
von Seeigelstacheln, von Fischknochen und Fischotolithen
sowie, nach der Bestimmung von Herrn E. Voigt (Dessau),
Siichoporina Reuss* Stoliczka, eine zur Familie der

5) Reuss, Beitrag zur genaueren Kenntnis der Kreidegebilde
Mecklenburgs. Diese Zeitschrift, Bd. 7, 1855, S. 261.

6) Archiv d. Freunde der Naturgesch. in Mecklenburg, Bd. 50,
1896. S. 321.

") E. Geinitz, Geologie Mecklenburgs. Rostock 1922, Teil II,
S. 106.

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267

Conescharinelliden gehörige Bryozoe. Wie mir Herr
E. Voigt mitteilte, treten Stichoporiniden zuerst im süd¬
bayrischen Eocän auf, während insbesondere Stichoporina
Reussi bisher nur aus dem Unteroligocän von Calbe und
Latdorf bekannt war.

Das Ergebnis der Untersuchung läßt sich dahin zu¬
sammenfassen, daß die Mikrofauna des Gruskalkes von
Zarenthin einerseits im allgemeinen ein ausgesprochen ter¬
tiäres Gepräge trägt, wobei das Vorkommen einzelner Arten
in der Kreide bzw. im Eocän im besonderen auf das Altter¬
tiär hinweist. Andererseits ist die Übereinstimmung mit den
im mecklenburgischen Paleocän von Karenz, Bastorf usw.
durch Reüss und Schacko nachgewiesenen Foraminiferen
und Ostrakoden ganz außerordentlich groß. Damit dürfte
der letzte etwaige Zweifel an dem paleocänen Alter
des Kalkvorkommens von Zarenthin beseitigt sein.

Pflanzenftthrende Schichten im vogtländischen
unteren Kuhn.

Vorläufige Mitteilung.

Von Herrn E. Weise in Plauen.

Der untere Kulm des Vogtiandes, welcher seine Haupt¬
verbreitung in der westvogtländischen Mulde besitzt,
zeichnet sich recht unvorteilhaft aus durch seine Armut
an organischen Resten. Abgesehen von einigen Proble-
maticis sind bisher organische Reste nur in den Neben¬
mulden, z. B. bei Hof und in der oberfränkischen Regnitz¬
mulde gefunden worden. Angesichts dieser Tatsache hat
jeder neue Fundpunkt kulmischer Versteinerungen im Vogt¬
land erhöhte Bedeutung. Bei den Aufnahmen des Blattes
Plauen-Oelsnitz in den 80er Jahren des vorigen Jahr¬
hunderts gelang es mir, einen solchen am Koßb erg bei
Kürbitz südwestlich von Plauen aufzufinden. Dringende
Arbeiten verhinderten sehr lange eine eingehende Unter¬
suchung. Eine solche konnte erst vorgenommen werden,
nachdem in neuester Zeit umfangreiche Schürfungen aus¬
geführt worden waren. Die Ergebnisse derselben werden

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268

von mir in allernächster Zeit zur Darstellung gelangen.
Vorläufig sei nur festgestellt, daß es sich bei dem Vor¬
kommen am Ivoßberg um eine Uferbildung handelt, in
welche Pflanzenreste aus nicht zu großer Entfernung ein¬
geschwemmt wurden. Es konnten bisher 14 verschiedene
Arten festgestellt werden, welche sämtlich mit solchen
aus den schlesisch-mährischen Dachschiefern überein-
stimmen. Daraus ergibt sich, daß die Koßbergschichten
ein Äquivalent des Kohlenkalkes bilden, und zwar dem
obersten Teile dieser Stufe zugehören. Die zur Zeit auf¬
gefundenen und bestimmten Pflanzenreste umfassen folgende
Arten :

Archaeocalamites radiatus Bgt.

Lepidodendron V eltheimianum Sterxbg. zum
Teil mit Halonia-Skulptur

Lepidostrobus

Sphenophyllum spec.

Rhodea patentissima Ett.

Rhodea moravica Ett.

Cardiopteris frondosa Goepi\

Cardiopteris Hochstetteri Ett.

Arrha eopteris Tschermaki Stur.

Adiantides tenmfolius Goepp.

Adiantides Machaneki Stur.

Adiantides antiquus Ett.

Cycadopteris antiqua Stur.

Rhacopteris transitionis Stur.

[Manuskript eingegangen am 5. Mai 1924.1

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269

Über Fossil- und Fährtenhorizonte im
Buntsandstein Deutschlands.

Von Herrn Max Blanckenhorn in Marburg.

Am 9. Februar 1916 hielt ich in Marburg in einen
Sitzung der Gesellschaft zur Beförderung der gesamten
Naturwissenschaften einen Vortrag über: „Organische Reste
im Mittleren Buntsandstein Hessens“, der in den Sitzungs¬
berichten veröffentlicht wurde. Derselbe gab einen Über¬
blick über den damaligen Stand unserer Kenntnisse der
fossilen Fauna und Flora des deutschen Buntsandsteins und
dessen verschiedene Fossilhorizonte, namentlich neue Mit¬
teilungen über das Vorkommen der Gervilleia Murchisoni
und gewisser problematischer Gebilde, die ich im Einklang
mit K. Andere als Wurmspuren nach Art der heutigen
marinen Gattung Arenicola unserer Wattenmeere deutete und
Arenicoloides luniformis benannte. Dieser Aufsatz hat bei
allen deutschen Fachgenossen, die sich mit Untersuchungen
im Buntsandstein befassen, mehr oder weniger Anklang
gefunden und zu Ergänzungen des Mitgeteilten Anlaß
gegeben. Auch ich selbst habe seitdem noch manche neue
Beobachtungen gemacht. Es sei mir heute gestattet, die
seitdem gemachten Fortschritte in der Buntsandstein-
forschung und die Änderungen unserer, auch meiner An¬
schauungen in bezug auf die Stratigraphie und Gliederung
des Buntsandsteins noch einmal zusammenzustellen.

Meine ausgesprochene Erwartung, daß der als eintönige,
langweilige Formation verrufene Buntsandstein bei weiteren
Studien doch noch manche Schätze an interessanten orga¬
nischen Resten und an Rätseln bergen möge, die nur zu
heben seien, hat sich ungeahnterweise erfüllt; aber meine
Hoffnung, daß er durchgehende, auf bestimmte Horizonte
beschränkte Leitformen enthalte, die sich zu scharfer Gliede¬
rung eignen, ist stark enttäuscht worden. Es geht eben,
wie bei den meisten anderen Fossilien. Sie sind an eine
bestimmte Fazies oder äußere Lebensbedingungen und Ge¬
steinsausbildung geknüpft, und wenn diese Fazies oder Ge¬
steinsart wiederkehrt, wiederholen sich auch die Fossilien

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270

innerhalb einer gewissen größeren geologischen Zeitspanne,
gleichgültig, welches spezielle Niveau oder welcher Zeit¬
abschnitt in Frage kommt.

A. Unsere neue Deutung der mond- bis hufeisenförmigen
senkrechten Eindrücke in den Sandsteinschichtoberflächen
als Wurmspuren nach Art der Arenicolabauten hatte ich
übrigens schon am 27. November 1913 in der wissenschaft¬
lichen Sitzung der Preußischen Geologischen Landesanstalt
in Berlin zur Feier des 40jährigen Bestehens der Anstalt
mündlich vorgetragen, dabei gute Stücke von Wolfershausen
an der Eder vorlegend. In der sich daran anschließenden
lebhaften Diskussion erfuhr ich u. a., daß Geh. Oberbergrat
Otto Heiss1) in München, der gründlichste Kenner und
Bearbeiter der Rhizocorallien des Muschelkalkes, die von
mir Arenicoloides genannten U-förmigen Problematika eben¬
falls beobachtet hatte, und zwar im Fränkischen Chirotherien-
sandstein, und dieselben sich auch schon als Spuren von
Würmern nach Art der Rhizocorallien deutete3). Da sie
die Unterseite besagter Chirotherienbank in Form von regel¬
los durcheinander liegenden kleinen, in der Mitte erhöhten
Wülsten zierten, hatte er sie mit Recht den sogenannten
„Ranken“ verglichen, welche E. Fbaas auf der Unterseite
von Platten des Rhätquarzits von Vienenberg im Lippcschen
entdeckt hatte. Auch Fbaas hatte seine Ranken an die
Seite der Rhizocorallien gestellt, die er sich freilich noch
als vergängliche Hornschwämme dachte.

Dazu sei gleich bemerkt, daß ich 1922 in einem Bau-
sandsteinbruch im NO von Treysa, am Süclrande der Hardt,
die Zugehörigkeit der Ranken oder Wulste zu den
von mir beschriebenen Furchen feststeilen konnte. Dieser
interessante Steinbruch zeigt wiederholten Wechsel von
70 cm dicken Bausandsteinbänken und fast ebenso starken
Lettenlagen mit dünnplattigem, mürbem Sandstein. Die ab¬
gesprengten Blöcke sind auf ihrer Oberseite bald von
„Hühnertrappen“ oder seichten Wurmspuren, bald von
Ranken bedeckt. Ja, es gibt Quader, die zugleich auf der
einen Seite (der ursprünglich oberen) Furchen, auf der
entgegengesetzten (unteren) Ranken erkennen lassen. Die

x) Vgl. seine „Beobachtungen über Schichten folge und Ge-
steinsausbildungen in der fränkischen Unteren und Mittleren
Trias. I. Muschelkalk und Untere Lettenkohle“, Geogn. Jahres¬
heft, XXn. Jalirg., München 1910, S. 233.

2) Vgl. Erläuterungen zur Geol. Karte de9 Königr. Bayern,
Blatt Euerdorf Nr. CG, München 1915, S. 8.

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27/

Arenicoloides nehmen mehrere Horizonte im selben Stein-
brueh ein.

Die gleiche Beobachtung, Platten mit Furchen auf
der einen und Ranken auf der andern, wurden im
Nordwesteck des Blattes Schrecksbach im Forst Mengs¬
berg gemacht. Hier und am rechten Wieraufer bis
Treysa liegt der Haupthorizont der Arenicoloides
direkt über dem sogenannten „Stubensand“ Denckmanns
in den ersten festen Bänken der eigentlichen Bausandstein¬
zone, und ein höherer wurde östlicher, 34 m höher, erkannt.
So erscheint die Gegend von Treysa überhaupt als die an
Arenicoloides- Spuren reichste in Hessen, die ich bisher sah.
Auf Blatt Borken lagen die Steine mit Arenicoloides wieder
bestimmt an der Basis der Bausandsteinzone am Hoseberg
über Reptich, im O des Blattes Schwarzenborn am West-
und Südfuß des Elsenbergs nahe der Grenze gegen Blatt
Ludwigseck direkt über dem oberen Gervilleienhorizont. Das
gleiche gilt für Blatt Schrccksbach und Alsfeld. Auch bei
Marburg hat Sciiindkwolf3) die Arenicoloides -Furchen an
der Basis des konglomcratisehen Bausandsteins nördlich Mar¬
bach wahrgenommen. Auf Blatt Gudensberg fanden sie sich
außer im tiefsten Niveau der Bausandsteinzone an der Haus-
iiet noch an anderen höheren Plätzen.

Auf Blatt Kirehhain haben sowohl Scuindewolf1) als
ich unabhängig voneinander ausgezeichnete Arenicoloides-
Vorkommen auf zwei übereinander gelegenen Bänken in Stein¬
brüchen bei Burgholz in einer zweifellos höheren Region
des Bausandsteins, etwa 20 bis 25 m von der Rötgrenze,
erkannt. Dem gleichen höheren Niveau nicht weit von der
Rötgrenze dürfte der Steinbruch bei Anzefahr angehören,
von dem Platten mit Wurmfurchen stammen. Auch auf Blatt
Schwarzenboi n am Knüllgebirge, glaube ich, noch einzelne
Vorkommen von A. außer der Basis auch höheren Lagen
des Bausandsteins in dessen oberer Hälfte zusprechen zu
müssen. Wir haben also schon in Hessen allein mindestens
drei Arenicoloides-llonzonie: An der Basis des Bausand¬
steins dicht über dem oberen Gervilleienhorizont und dem
Stubensand, dann 34 m höher (bei Treysa), endlich in der

3) Studien aus dein Marburger Buntsandstein, Sencker
bergiana III, 1. Frankfurt 1921, S. 40.

*) über Spuren mariner Würmer im Mittleren Buntsand-
stein Oberhessens. Centralblatt für Min. usw., 1923, Nr. 21,
S. 662.

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272

Oberregion des Bausandsteins etwa 20 m unter der Röt-
grenze.

Dazu käme nun im 0 der Rhön im Weimarischen Forst
Ostheim, westlich von der Lichtenburg, der vierte Horizont
im sogenannten Plattensandstein des Oberen Bunt Sandsteins
dicht unter dem Fränkischen Chirotheriumsandstein5). Diesem
höchsten Horizont entspricht ungefähr das von Reiss und
Schuster erwähnte Vorkommen auf Blatt Euerdorf auf der
Unterseite des Fränkischen Chirotheriumsandsteins und die¬
jenigen in Süddeutschland im Odenwald bei Waldauerbach
nach Schottler (1908) und Neckarburken nach Hamm
(1923), im Schwarzwald nach Brauhäuser und Ax. und
Martin Schmidt u. a.

Neuerdings w” den nun noch in Ostthüringen die
U-förmig n Hantelfurchen von K. KoLEseH-Jena auf vielen
Kartenblättern nachgewiesen, und zwar in den oberen
Schichten des Bausandsteins, also etwa so wie auf Blatt
Kirchhain und Teile i von Blatt Schwarzenborn in Hessen6).
Auf dem Meßtischbl dt Kahla fand Kolesch die U-Furchen
im Jeckeschen Steinbruch nordöstlich von Bibra, ör Mich
Altendorf bei Rothenstein, süidsüdwestlich Eiseni*_i&, -i
Sulza, Grcnda, Zöllnitz und westlich Rutha. Im übrigen
Ostthüringen fanden sie sich auf den Blättern Saalfeld,
Blankenburg, Rudolstadt, Oriamünde, Jena, Roda, Bürgel
und Eisenberg. Hierzu kämen noch die Funde Soergels7)
von Berka an der Ilm. Die hier das Fossil einschließende,
nur 50 bis 55 m mächtige Sandsteinabteilung mit der Signatur
sma(0) wird von Kolesch dem Bausandstein Norddeutscb-
lands gleichgestellt und soll angeblich in Süddeutschland
den Kugelsandstein, das Hauptkonglomerat, den unteren
Chirotheriumsandstein und den Plattensandstein zum Äqui¬
valent haben. Die in Ostthüringen noch folgenden 8 bis 16 m
Chirotheriumsandstein mit zum Teil karbonatischem Binde¬
mittel, Karneolen und Fährtenspuren von Chirotherium.
Barthi stellt Kolesch dem oberen oder Fränkischen Chiro-
theriumhonzont gleich. Das scheint mir zu weit gegangen,

&) Vgl. Erläuterungen zu Blatt Ostheim v. d. Rhön, 1910.

6) K. Kolesch: „Beitrag zur Stratigraphie des Mittleren
Buntsandsteins im Gebiete des Blattes Kahla“. Jhrb. d. Preuß.
Geol. Landesanst. für 1919, Bd. XL, II, 2. Berlin 1921.

7) W. Soergel: Beiträge z. Geologie von Thüringen. II.
Spuren mariner Würmer im mittleren Buntsandstein und im
unteren Muschelkalk Thüringens. Neues Jahrb. f. Min., Bei¬
lageband XLTX, 1923, S. 510,

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273

wenn ich auch selbst früher in Verkennung des oberen Frän¬
kischen niirotheiiumhorizontes eine zeitlang eine ähnliche
Meinung vertreten habe. Die nur etwa 50 m mächtige
Schichten reihe sma(0) müßte danach Teile nicht nur des
Mittleren, sondern auch des Oberen Buntsandsteins umfassen.
Denn der Plattensandstein oder Voltziensandstein im S und
W Deutschlands gilt nach der herrschenden Ansicht doch
als Vertreter des unteren norddeutschen Röt, wenn nicht
des ganzen Röt. Das echte Chirotherium Barthi kommt, wie
die gründlichen Untersuchungen K. Willruths8) gezeigt
haben, nur in der Grenzregion zwischen Mittlerem und
Oberem Buntsandstein vor. Der ostthüringische Chiro-
theriumhorizont entspricht zweifellos dem westlichen thürin¬
gischen Chirotheriurnhorizont von Hildburghausen und
Meiningen, also nicht mehr dem Oho.*_n Bausandstein von
Hessen-Hannover.

Durch die vielen neuen Funde von Are nicoloi des -Spuren
ist der anfangs lx>tonte stratigraphische Wert derselben als
Leitform etwas gesunken. In Norddc. ltsehland halten sie
offenbar ein ganz andcies Niveau inne als in Süddeutschland,
n:c jden Bausandstein oder die obere Abteilung des

Mittleren Buntsandsteins, und treten innerhalb desselben
heerdenweisc bald an dessen Basis (in Westhessen), bald in
den obersten Schichten (Blatt lvirchhain und Ostthüringen),
mehr vereinzelt abc»r auch in zwischen liegenden mittleren
Lagen (so auf Blatt Ziegenhain, Gudensberg imd Schwarzen¬
born) auf. In Franken, von Ostheim v. d. Rhön an, im
Odenwald und Württemberg sind sie charakteristisch für
den Plattensandsteiu und Oberen oder Fränkischen Chiro-
therienhorizont, der besser zum Oberen Buntsandstein ge¬
rechnet wird.

Außerdem sind gleichartige Erscheinungen auch aus
höheren Triasstufen bekannt geworden. V. Fiikybkkg9) er¬
wähnt Bohrgänge aus einer Bank 7 bis 8 m unter der Tere-
bratelbank vom Spitzen Hügel bei Stadtilm unter ausdrück¬
lichem Hinweis auf ihre Ähnlichkeit mit Rühren von Areni-
cola, und SoKi.aKK10) beschreibt Wurmwohnröhren aus dem

*) „Die Fährten von Chirotherium“. Inuug. I)iss. Halle
a. (1. S„ 1017.

11 ) Der Aufbau des unteren Wellenkalks iin Thüringer
Hecken. X. Jahrl». f. Min., Beilagebd. XLV, 1021.

lü) Spuren mariner Würmer im mittleren Buntsandstein
und im unteren Muschelkalk Thüringens. Ibidem Beilagebd.
XL IX. 1020, S. 30.

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274

Oberen Wcllenkalk zwischen Terebratelhank und Schaum¬
kalkregion von Niederwill in gen bei Stadtilm. Die gegebenen
Abbildungen lassen sich sehr wohl mit solchen der Bunt-
sandstoinplatten vergleichen, und wenn die Muschelkalk¬
formen auf Me Toswürmer zurückzuführen sind, so muß das
auch für die des Oberen und Mittleren Buntsandsteins gelten.

Der Vollständigkeit wegen ist schließlich noch auf di-
oben schon erwähnten Ranken aus dem Rät oder Ober¬
keuper von Vienenburg im Dotmoldisehen hinzuweisen,
welche E. Fr aas abbildete.

Was nun die Deutung und Entstehung der Spuren an¬
betrifft, so ist unsere Zurückführung derselben auf die
bohrende Tätigkeit von Würmern, die vielleicht Vorläufer
der Rhizoeorallien waren, eine Auffassung, die gleichzeitig
unabhängig auch O. Reiss aussprach, von den meisten
Seiten günstig beurteilt und als die passendste angenommen
werden. Nur Em. Kaysek blieb es Vorbehalten, in der
neuesten Auflage seines sonst so meisterhaften Lehrbuches
der Formationskunde von 1923 unter Zitierung des ameri¬
kanischen Verfassers Clarke11) und Kopie einer von diesem
gegebenen Abbildung auf die verdächtige Ähnlichkeit der
Furchen mit Eindrücken von Eisnadeln hinzuweisen, welche
das Grundeis am flachen Schlammboden der kanadischen
Küste erzeugte. Das beweist nur, daß er das ganze Wesen
dieser senkrecht zur Schichtfläche hinabgehenden U-förmigen,
unten gerundeten Vertiefungen noch nicht erfaßt hat.
Nebenbei bemerkt, steht auch die Eisbildung im Grunde
von Gewässern kaum in Einklang mit der von E. Kaysek
noch immer als allein annehmbar hingestellten Walther
FRAAsschen Hypothese eines echten Wüstenklimas in der
Buntsandsteinzeit.

Die biologische Seite der Frage haben besonders Soelgkk
und Rud. Richter12) erörtert. Letzterer zeigt soeben in
einer gründlichen Studie über die lebende Arenicola und
andere. Tiere der Nordseewatten und -küsten (Richter.
Flachseebeobachtungen usw.), daß genannte lebende Gattung
von Röhrenwürmern doch kaum zum Vergleich herange zogen
werden kann, da ihre Vertreter als vagile, wenig seßhafte

n) Strand and untertoxr markings etc., New York. Stalr
Mus. Bull. No. 196, 1917.

ls) Flaehseebeobachtungen zur Palaeontologie und Geologie.
VII, Arenicola von heute und „Areniooloides“, eine Rhizocorallide
des Buntsandsteins, als Vertreter verschiedener Lebensweisen.
Senckenbcrgiana ö. Frankfurt 1924.

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275

Sedimentfresser sich an keinen Gang: oder gar einfache
U- Röhren binden, bei ihren Bauten Seitengänge abzweigen,
die zu weitverzweigtem Netz werden können, und die Röhren
eine rings geschlossene Wand ohne Spreite haben, kurz,
daß Arcnicola keine schlingcnförmig vertieften, durch eine
Spreite verbundenen, un verzweigten U-Gehause baut. Das
kommt nur bei seßhaften Planktonfischern vor, im speziellen
bei der lebenden Gattung Polydora , die in der Literatur
noch wenig, nur von H. Doüville13) und Th. Puchs14) be¬
handelt worden ist. Polydora ist in der Tat recht seßhaft
und zeichnet sich aus durch unverzweigten U-Gang seiner
Wohnung und schleifenförmige Tieferlegung mit Spreiten-
bildung und Hantelquerschnitt. Das Tier baut seine Gänge
mit „besonderen Scharrwerkzeugen“ aus, es hat „Haken
an den Segmenten, mit denen es den AbraHim entfernt“.

Unter diesen Umständen wäre also der von mir ge¬
wählte Gattungsname Arenicoloides wenig gerechtfertigt
(eher hätte man den Buntsandsteinwurm Polydoroides oder
Polydorites nennen sollen). Auch der von Kolesch aus
Prioritätsgründen hervorgezogene Name Arenicolites Salter
ist nicht am Platze, da alle Arenicoliten des Karbons wirklich
ebenso wie Arenicola ein U mit getrennten Schenkeln ohne
Spreite bilden, Arenicoloides des Buntsandsteins aber nicht.
Wie nun Richter entdeckt hat, ist doch schon aus älteren
Schichten eine ganz ähnliche Form beschrieben und ab¬
gebildet worden, nämlich von Smith der Corophioides poly -
upsilon des englischen karbonischen Sandsteins von Ays-
shire16). Smith bezog diese kleineren U-Gänge allerdings
auf den Amplüpodenkrebs Corophium , obwohl er sie vom
Corophium- Bau richtig unterschied. Wie schon Soelgeii
auseinandergesetzt hat und wie Richter bestätigt, kommt
aber auch der Krebs Corophium als Erbauer der Buntsand¬
steinspuren nicht in Betracht, da er, so wie der Wurm
Arenicola , seine Gänge ohne Spreite mit allseits geschlossener
Wand baut. Trotzdem muß nach den internationalen Regeln
der Nomenklatur, wonach eine neue Auffassung in der
systematischen Stellung den Genusnamen eines Tieres nicht
ändern darf, doch der Name Corophioides bleiben. Dagegen

13) Perforations dWnnelides Bull S. G. F. (4) 7. Paris,
1907, S. 114.

14) Über eine neue Arbeit zur Aufklärung der Natur der
Alecturiden. Mitteil. Geol. Ges., Wien 2, 1909, S. 335.

lö) Feculiar U-shaped tubes. Tranaact. Geol. Soc. Glasgow 9,
1893.

18*

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276

besteht wenigstens mein Speziesnamc luniformis trotz
Ivoj kschs Einspruch, daß es lunaeformis heißen müsse,
zu Hecht, denn das Woit luniformis ist nachdem lateinischen
Sprachgebrauch richtiger gebildet als lunaeformis™).

Neben den besprochenen, so verbreiteren Corophioides
luniformis führt Kolkscii noch aus demselben Steinbruch
nordöstlich Bibra zwei andere Problematika unter dem
Namen Arenicolites (einend. Corophioides) Zimmermanni
und kahluensis an. Bei dem ersten haben die U-förmigen
Röhren 1 tj bis 3 cm Längendurchmesser, sind von einer
graugrünen Bleichzone umgeben und durch eine nicht ebene,
sondern gekiümmte Spreite verbunden; sic sitzen im Schiefer-
ton. Bei der zweiten Art handelt es sich um kleine Höcker
auf einer Gipslage. welche die Unterseite einer Sandschicht
einnimmt, und um entsprechende vertikale, 5 bis (5 cm lange
Sandzylinder, die in dem unterliegenden Schieferton sitzen.
Die Ciipshöcker sollen die ausgefüllte Öffnung, die Sand¬
zylinder die Ausfüllungsmasso von Bohrkanälen sein. Die
Höcker erscheinen teilweise, aber nicht alle, verdoppelt zu
liantelförmigen, bis 2 cm langen kurzen Wällen.

B. Die zweite wichtige tierische Fossiliengruppe sind
die Muscheln, insbesondere die fast allein herrschende
Gervilleia Murchisoni , die wohl mit Aucella Geinit zi ver¬
einigt werden kann. Diese ist etwas horizontbeständiger
als die Corophioides. Sie beschränkt sich auf die untere
Hälfte des Mittleren Buntsamlstoins, kommt also niemals
mit Corophioides in derscll>cn Schicht vor. Man kennt sie
nur aus Norddeulseliland, wo damals allein die Gewässer
des Buntsandsteins beständige größere Binnenseen erfüllten,
die Relikte des Zechsteinmeeres. Fast immer tritt Gerv.
Mur ch. heerdenweise in großen Massen auf.

Was die vertikale Verteilung der Gervilleien in jenem
Schichtenkomplex auf den von mir im westlichen Hessen
kartierten Blättern lx?t lifft , so machen sie es ebenso wie
die (’orophioiden. d. h. sie erfüllen einen unteren Horizont,
an der Basis und einen oberen an der Grenze gegen den
Bausandstein, treten al>er an vielen Plätzen, namentlich Blatt
Neukirchen, auch in der zwischen liegenden mittleren Zone
auf. Im Westen, auf den Blättern Kirchhain, Gilserberg.
Neustadt, Ziegenhain, traf ich sie nur im unteren Horizont
unter den Schichten, die Dknvkmann als Stubensand (stri)
ausschied. Im nördlichen, östlichen und südlichen Gebiet

™) Vgl. Richten, S. 137.

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277

fl«-** Blätter Borken, Homberg a. d. Efze, Ludwigseck, Niedor-
aula und Alsfeld sah ich sie nur im oberen Horizont. Da¬
zwischen aber liegt ein zentrales Gebiet, das Knüllgobirge,
in dem sie in beiden Horizonten häufig ist (Blatt Schwarzen¬
born) und teilweise außerdem sogar noch in der mittleren
Partie, dem Äquivalent des Stubensandes, ohne Regel auf-
tritt (Blätter Neukirchen und Schrecksbach). Unter diesen
Umständen glaubte ich mich berechtigt, den ganzen Komplex
als Gcrvilleiensandstein (sm1) zu bezeichnen, zusammenzu-
rassen und der Bausandsteinzone (sm-) mit t'orophioiden-
spuren gegenübcrzustellen. Da, wo nur ein fossilführender
Horizont vorhanden, erweitert er sieh stets vertikal zu
ungunsten der mittleren, fossillecren Partie des sogenannten
Stubensandes, indem einzeln oder häufiger quarzitische Sand¬
steinplatten mit (iervilleien unregelmäßig auch höher und
tiefer erscheinen. Eino kartographische Abscheidung des
mittleren gervilleienfreien, nicht besonders charakterisierten
Schichtenteils wird dadurch sehr behindert, ja unmöglich.
Die Mächtigkeit der gervilleienführenden Schichten kann
so (z. B. auf Blatt Borken, wo der untere Horizont anschwillt),
ohne Mitrechnung des dort geringfügigen Stubensandcs bis
auf 120 m kommen.

ln anderen Gegenden Norddeutsehlands verhält es sich
ganz ähnlich wie in Westhessen. Im Solling, im Eichs¬
feld, im Mansfeldschen, in Ostthüringen beschränken sich
die Gervilleienfunde entweder auf den unteren oder den
oberen Horizont oder finden sich in beiden, so im Solling
und Ostthüringen (Blätter Orlamünde, Kahla, Roda, München -
bernsdorf. Eisenberg, Osterfeld), getrennt von 50 m Sand¬
stein ohne Fossilien. Oder endlich, wie im östlichen Harz¬
vorland, stellenweise auch im Solling, gibt es drei Ger-
villeienhorizonte17).

C. Die dritte wichtige Tiergattung des Buntsandsteins
ist Chirotherium. Ihre berühmteste Art, Ch. Barthi , ist,
soweit die Untersuchungen bis jetzt, geführt sind, auf eine
Zone beschränkt, auf die Grenzzone zwischen Mittlerem
und Obei ein Buntsandstein, auf den Thüringische n (nicht,
Hessischen!) G hi rotheriumsa nds tein. Aber andere
Arten von ITandtiereii finden sieh noch tiefer und höher.
Im südlichen Hannover, dann in Carlshafeu an der Weser
und in der Gegend südwestlich Fulda hat man Fährten

i;) Vgl. IV ist: Die Zahl der Gervilleta-Biiuke im Mittleren
LUinlsaiidstoin. Centralbl. f. Min. usw., 1910. Nr. 15. S, 581.

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278

von Vierfüßlern, teils Chirotherien (aber nicht Ch. Barthi ),
teils Schildkröten usw. angetroffen innerhalb des Bausand-
steins, so auf den Blättern Großenlüder und Neuhof etwa
25 m unter der Grenze gegen den Bät. Man könnte diesen
tiefsten Horizont als Hessischen Chirotherium-
h o r i z o n t bezeichnen18).

Im südwestlichen Thüringen und Franken, besonders bei
Gambach am Main und Odenwald, kommt noch als dritter
der höchste oder Fränkische Chirotherium Sand¬
stein lünzu, der zugleich der oberste Horizont der Coro-
phioiden (Areniooloiden) des Buntsandsteins ist. Überhaupt,
scheinen Chirotherien und Corophioiden nicht so sehr von¬
einander getrennt gelebt zu haben. Beide sind an flache
Küsten gebunden; die Würmer lebten im Wasser seichter,
vorgelagerter, sanderfüllter Watten und Buchten, die Hand¬
tiere am Ufer.

18) Im Gegensatz zu 0. GiturE, der in seiner Schrift.:
Zur Gliederung des deutschen Buntsandsteins. Jahrb. d. Prcuß.
Geol. Landesanst. f. 1912, Bd. XXXHI, Berlin, 1912, 8. 410,
gerade den Thüringischen Chirotheriensandstein als Nieder-
hessischen Ch.-Sandstein bezeichnen zu dürfen glaubte.

ManuskripKeingegangen am 15. April 1924.]

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279

Neueingänge der Bibliothek.

K na tbk, Jos.: Zu Albbecht Pencks Ablagerungen und Sckielit-
störungen der letzten Interglazialzeit in den nördlichen
Alpen. Aus: Geognost. Jahresh. 1922. XXXV. München 1923.

— Die geologischen Verhältnisse und Aufschlüsse des Walchen-
seokraftwerkes. Aus: Geognost. Jahresh. 1924. XXXVII.
München 1923.

Iyockel, Karl Walter: Die nördlichen Ostalpen zur Kreidezeit.
Ein Ausschnitt aus der Entwicklung eines Kettengebirges.
Aus: Mitt. Geol. Ges. Wien XV. Wien 1922.

Koeiine, W. : Die Ausführung und Verwertung von Grundwasser-
standsbeobacht ungen. — Die Entwässerung unseres Landes
eine Gefahr? Aus: Deutsche Wasserwirtschaft. XVI IT. Berlin
1923.

Kl'kük, P. : Die geologischen Grundlagen der Kohlenentstehung.
Aus: Brennstoff-Chemie. Essen 1921.

— Eine neue marine Leitschicht in der oberen Magerkohlen -
gruppe der Ruhrkohlenablagerung. Aus: Glückauf, 59. Essen
1923.

v. Lixstow. 0. : Beitrag zur Geschichte und Verbreitung von
Corbicula fluminalis. Aus: Archiv f. Molluskenkunde. L1V.
Schwanheim a. M. 1922.

Oostingii, 0. H. : Recent Shells from Java, Part I. Gastropoda.
Aus: Mededeel. van de Landbomvhoogeschool. 26 3, Wage¬
ningen 1923.

1'axzer, Wolfgang : Studien zur Oberflächen gestalt des östlichen
Taunus. Aus : Ber. Naturf. Ges. Freiburg i. Br. Freiburg i. B.
1923.

Hutten, L. : Development of geological knowledge in the Dutch
East Indies.

Angeheftet: L. van Es, Geological investigation, carried out
in the Dutch East Indies during the 20th Century on behalf
of the department of mines by the engineers of the staff.
Aus: Akad. Wetensch. Amsterdam. History and present
state of scient. resarch in Dutch East Indies. Amsterdam 1923.
Sachs. Artur. Skizze des Mineralreichs, Leipzig 1923.
Scheibe, Ernst Albbecht, Beiträge zur Kenntnis des Salzgitterer
Eisenerzhorizontes und zur Oolithfrage. Aus: Glückauf,
59, Essen 1923.

Sc ii i n i) e wolf, O. H., Über eine Fnterkarlionfauna aus Ost-
thüringen. Eine vorläufige Mitteilung. Aus: Sencken-
hergiana IV. Frankfurt a. M. 1922.

— Einige Randbemerkungen zu E. Pernas Abhandlung: ..Die
Ammonecn des oberen Neodevon vom Ostabhang des Süd¬
urals. Ebendaher. Frankfurt a. M. 1922.

— Entwurf einer natürlichen Systematik der ClvmeuoMea. Aus:
Centralbl. Min.. Stuttgart 1923.

— Eber Foüley, Etroeuugt und verwandte Fragen. Eine Er¬
widerung au Herrn W. Pa eck bl mann. Ebendaher, 1923.

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280

Schmitthexxkr, Heinrich. Die Oberflächenformen der Stufen-
landsehaft zwischen Maas und Mosel. Aus: A. Pexck.
Geograph. Abh. 2. Reihe 1. Stuttgart 1923.

Schuster. O., und AV. Wetzei.. Geologische Wanderungen in
Schleswig-Holstein. III. Kreuz und quer durch die ost-
holsteinische Seenlaudschaft, Aus: Die Heimat, 32. Kiel
1922.

Siiaxxox. Eari. V., Notes on the inineralogy of Three Gonge
clays froin precious metal veins. Aus: Proeeed. U. S. Nat.
Mus. 62. Washington 1922.

— Crystallographio notes on Stephanite in a silver ore fmm
Mexico. Eliendaher 63. AVasiiington 1923.

Sikiikkc. August, Geologische, physikalische und angewandte
Erdbebenkundc. Mit Beiträgen von Bf.xo Gutknbkkg.
Jena 1923.

Stach. Erich, Horizontal Verschiebungen und Sprünge im öst¬
lichen Ruhrkohlengebiet. Aus: Glückauf. 59. Essen 1923.
v. Staiii.. A. F.. Kaukasus. Mit Beitragen von Walther Staub.
Aus: Hdlxdi. reg. Geol. V. 5. Heidelberg 1923.

— Eine Reise zum Ural und dem AVytschcgdafluß. Aus :
Peterm. Mitt. Gotha 1923.

Stille, Haxs, Anklänge au alpine Tektonik im saxonisehen
Schollengebirge. Aus: Xachr. Ges. AViss. Göttingen. Göttin¬
gen 1923.

— Normaltektonik. Salztektonik und Vulkanismus. Aus: Z.

I). G. G. 74. Berlin 1922.

Stutzer. O., Uber Erdöllagerstätten im Magdalena-Tal (Kolum¬
bien). Aus: Petroleum NIX. Berlin- Wien 1923,

— f'ber Augenkohle vom Pensberg in Oberbavern. Aus: Z.
1). G. G. 74. Berlin 1923.

— - Vom Nebengestein der Kohlenflöze. Aus: Montanistische
Rundschau, Wien 1920.

— Ergebnisse neuerer Forschungen auf dem Gebiet der Kohlen -
geologie. Aus: Glückauf. 56. Essen 1920.

Walther, Johannes, Geologie von Deutschland, 4. Aufl.

Leipzig 1923.

Weher. Haxs, Das Plateau von Gossel, ein Beitrag- zum
Problem der prätertiären Landoberflüehe in Thüringen. Aus:
(Vntralbl. Min. Stuttgart. 1923.

vax Wkrwecke. L.. Schiehtenfolge in einer Tieflxihrung bei
Sierenz im OIxTelsaß. (Tertiär, .Iura, Keuper.) Aus: Mitt.
Bad. Geol. I^andesanst. JX. Heidell)erg 1922.

AVil< kens. Otto, Begleitworte zur geologischen Karte des Ge¬
birges zwischen Vals-Platz und Hinterrhein. Aus: Geol.

Hundschau XIV. Berlin 1923.

Wigskk, J. 1 j., Erdgeschichte des vorderen AViescntalgebictes.
Schopfheini 1923.

AVurm, A.. Tektonische und magmatische Analyse des alten
Gebirges im Norden von Bayern. Aus: (’entralbl. Min.

Stuttgart 1923.

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Ortsregister.

(Die Seitenzahlen der Monatsberichte sind kursiv

gedruckt)

Seite ;

Afule, geoi. Beobachtungen 29

Albanien, Asbest . 246

Aleppo, Geologie .... 3, 47

Allertal, Tektonik . . 185, 195
Alpen, Diluvium . . . 153, 228

— , Faltung . 74 i

— , Höttinger Brekzie ... 3 |

— , Quartärgeologie . . 153, 228
Alpenvorland, Schotter . . 231
Alstätte, Tektonik ... 55, 58
Anden, Kupferlagerstätten 1, 60
Anina, Steinkohle .... 206
Antilibanon, Diluvium . . 21

Argentinien, Kupferlager¬
stätten . 60, 63, 70

Bahlburg, Magnetische

Messungen ..... 102, 108

Balkanhalbinsel, Serpentin 246
Baltischer Höhenrücken,

Tektonik . 165 I

Banat. Steinkohle . 205 J

Baumberge, Obersenon . . 46

Beienrode, Tektonik . . . 191

Beka, Diluvium . 21

Bentheim, Tektonik .... 55

— , Tiefbohrung . 57

Berlin. Diluvium . 157 ,

Betische Kordillere, Ge¬
birgsbildung . 186

Bielefeld, Grünsand .... 38

Blankenburg, Tektonik . . 196
Boekelo, Tektonik .... 59

Böhlen, Diluvialpflanzen . 138

Böhmen, Kreide . 81

— , Kohle . 202 1

Bor, Kupferlagerstätten . . 69

Borken i. Westfalen, Unter¬
st non . 100

Borna, Diluvial pflanzen 148, 151

— , Diluvium . 14L

Brackwede, Pläner .... 38 \

Burg, Endmoräne . 155

Seite

Burgundische Pforte, Sund¬
gauschotter . 130

Bünde, Tertiär . 48

Buurse, Tektonik . 59

Calbe, Buntsandstein . . . 186

— , Endmoräne . 155

Cerro de Paseo, Kupferlager¬
stätten . 60, 64

Chuquicamata, Kupferlager¬
stätte . ... 62

Conow, magnetische

Messungen . . 104

Copiapo, Kupferlagerstatten 63

Corle, Tektonik . 69

— , Tiefbohrung . 53

Cöthen, Tektonik . 185

Damaskus, Kreide .... 36

Damaskusbahn, Miocän . . 15

Damme, Obersenon .... 36

Danzig, Baugrundkarte . . 156

Deuben, Diluvialpflanzen 148,151
Deutschland, Kalilager . . 7

Dillmulde, Deckdiabas . . 241
Dippoldiswalda, Kluftsystem 99
Doggerbank, Torf .... 161

Dorm, Tektonik . 191

Dortmund, Obere Kreide . 167

Blbing, Tektonik . 169

Elbsandsteingebirge, Kluft¬
systeme . 78

Elsaß, Sundgauschotter . . 130

Elster, Terrassen . 163

Ems, Osningachse .... 60

England, Nordseeuntergrund 158,

160

lludisten . 171

Engter, Jura . 40

Essen, Rudisten ..... 167

Fallstein, großer, Tektonik 193
Felgeleben, Tiefbohrung . 187

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282

Seite

Finnland, Diluvium .... ///

Fischbeck, Diluvium ... 91

Flechtinger Höhenzug,

Tektonik . 71, 183, 194

Fohnsdorf, Glanzkohle . . 202
Franken, Buntsandstein 272, 278

— , Keuper . 145

Frankenhain, Morphologie . 250
Frankfurt a. O., Diluvium 31, 157
— , Grundmoräne .... 3, 31
Frankreich, Rudisten ... 171
Frauenstein, Kluftsystem . 99

Frisches Haff, Tektonik . . 169
Fünfkirchen, Steinkohle . . 204

Galizien, Diluvialpffanzen . 150
Georgenthal, Morphologie . 250
Gräfenhainichen, Endmoräne 155
Gronau i. Westf., Tektonik 55
Großer Fallstein, Tektonik 193
Groß-Salze, Tektonik ... 195
Guanaco, Kupferlagerstatte 71
Grünbach, Kohle . . . 202, 207

Haarmühle, Tektonik . . 55, 59

Hackel, Tektonik . 195

Haifabahn, Senon . 31

Halberstadt, Tektonik ... 196
Haldem, Obersenon . . . 36, 46

Hama, geol. Beobachtungen 17
Hameln, Terrassen .... 90

Hardt, Buntsandstein . . . 270
Harli, Tektonik ..... 193

Harz, Bodegang . 114

— , Tektonik . 71, 183

— . Transgre8sionen . . . 225
Hedschasbahn, geologische

Beobachtungen . 36

Heia, Entstehung der Halb¬
insel . 156

Helgoland. Nordsee¬
sedimente . 159

Herdorf, junge Schub¬
bewegungen . 141

Hessen, Buntsandstein 272,273,

278

Hessisch-Oldendorf,

Terrassen . 90

Hohe Straße, Verwitterungs¬
rückstände . 216

Holland, Tektonik ... 3, 52
Holstein, magnetische

Messungen . 102

Hörde, Rudisten . 167

Hüsede, Jura . 40

Srite

Ibbenbüren, Karbon ... 41

Inn, junge Hebungen . . . 238
Isartal, junge Hebungen . 238
Island, Geologie . . . 226, 245

Isterberg, Tektonik .... 55

Jesreel, geol. Beobachtungen 29
Jüterbog, Endmoräne . . . 15.>

Kahla, Buntsandstein . . . 272
Kaisarije, geologische Beob¬
achtungen . 29

Kalkalpen, Höttinger Brekzie 3
Kanada, Eisnadelabdrücke . 274
Karpathen, Kohle . 207

Karwin, Steinkohle .... 2/2
Kattowitz, Steinkohle . . . 213
Kaukasus, Gebirgsbildung . 186
Kirchhain, Buntsandstein . 27/.

273

Kneyssen, Tektonik .... 23

Kolumbien, Kupferlager¬
stätten . 63, 64

Korea, Asbest . 246

Kordillere, Kupferlager¬
stätten . 64

Koßberg, Kulmpllanzen . . 267

Krefeld, Horst . 67

Krystynopol, Diluvial¬
pflanzen . ,150

Kürbitz, Kulmpflanzen . . 267
Kvffhäuser, Tektonik ... 72

Laaeher See, Karbonat¬
silikate . 171

I La Campana, Kupferlager¬
stätten . 64

Lahn, Unterkarbon . . 225, 240
Lappland, Diluvium . . . 111

Lappwald, Tektonik . . . 191
Leipzig, Diluvialpflanzen . 138
Lengerich, Grünsand ... 38

Lewes, Rudisten . 171

Libanon, Wealden ... 23. 54
Lichtenvoorde, Tertiär . . 53

Liparische Inseln . 4

Lippe, Tektonik .... 3, 33
Lobstädt, Diluvium .... 1 4 L

Lochen, Dogger . 193

Lothringen, Tektonik . . . 127
Löwenberg, Rudisten ... 170
Lübtheen, magnetische

Messungen . 104

Luga, Diluvialpflanzen . . 151
Lüneburg, magnetische

Messungen . 102 , 109

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283

Seite

Lünten, Tektonik . ... 55, 58

Luxemburg, Tektonik . . . 127

Madeira, Armsessel formen . 245

Mähren, Kohle . 202

Magdeburg, Endmoräne . . 155
Magistrat, Kupferlager¬
statten . 64

Main, Buntsandstein . . . 278
Mainzer Becken, tertiäre
Verwitterung . 2/5

Malbergen, Tertiär .... 48

Mansfeld, Tektonik .... 188
Masuren, Tektonik .... 167
Mauersee, Tektonische Stö¬
rungen . 167

Mecklenburg, magnetische

Messungen . 103, 105

— , Salzlagerstätten .... 102
Metelen, Tektonik .... 55

Mitteldeutschland, Braun¬
kohle . 99

Mittelrhein, Sundgauachotter 130

Mosel, Terrassen . 135

Münstersches Becken,

Bochumer Grünsand . . 38

Miederösterreich, Kohle 202, 207
Niederrhein, Bewegungs¬
vorgänge . . 62

Niederstotzingen, Jura .; . 195
Norddeutschland, magne¬
tische Messungen über

Salzhorste . 98, 101

— , Salzhorste . 98

Nordsee, Sedimente . . 145, 156
Nordwestdeutschland, Tek¬
tonik . 3, 61

Norrbotten, Diluvium ... 111

Oberelsaß, Sundgauschotter 130
Ochtrup, Tektonik . 53, 55, 69
— , Tiefbohrungen .... 69

— , Untersenon . 46

Odenwald, Buntsandstein 273, 278
öding, Tektonik . ... 69

Ölsnitz, Kulmpflanzen . . 267
Österbotten, Diluvium. . . 111

Orontes.geol. Beobachtungen 17

Osnabrück, Jura . 40

Osning, Gebirgsbildung . . 88

— , Tektonik . ... 35, 65, 126
Osterkappeln, Jura .... 40

Ostjordanland, Kreide und
Tektonik . 36

i Seite-

Ostpreußen, Nehruugsbil-

dung . 153

— , Quartärtektonik . . 146, .166
Ostseeküste, magnetische
Messungen ..... 102, 106

Pabstorf, Tektonik .... 192
Palästina, geologische Beob¬
achtungen . 1

Paschleben, Grauwacke . . 186

Pegau, Diluvium . 141

i Peru, Kupferlagerstätten 60, 64

I Plantengaarde, Bohrung. . 53

j Plauen, Kulmptlanzen*. . . 26T

! Pleiße, Hochterrassen¬
schotter . 143

| — , Terrassen . 153

i Polen, Diluvialtektonik . . 165

| — , Steinkohle . 212

' Pömmelte, Tiefbohrung . . 187

Porta Westfalica, Jura . . 40

Potrerillos, Kupferlager¬
stätten . 63

Priegnitz, Paleocän .... 265

i Preußisch-Oldendorf, Spat-

| eisensteingang . 101

Pulgar, Diluvialpflanzen . 138
I Pyrmont, Spateisensteingang 101

I — , Zechstein . . 44

I Quedlinburg, Tektonik . . 196

Rabutz, Diluvium .... 157

| Rajak, Diluvium . 21

Ratum, Tektonik . 60

, — , Tiefbohrung . 54

1 Rauensche Berge, Mark¬
grafensteine . 99

\ Reitling, Tiefbohrung ... 192
Remlingen, Tektonik . . . 192
Reschitza, Steinkohle . . . 205
Rheinhessen, Bohnerze . . 2/5

, Rheinisches Schiefergebirge,

1 junge Schuhbewegungen 139
. Rostock, magnetische

Messungen . 102, 106

; Rossitz, Kohle . 202

' Rothenfelde, Sattel .... 61

| Rügen, Diluvium . 153

I Rumänien, Steinkohle . . . 205

j Saale, alluviale u. diluviale

I Schotter . 89

Sachsen, Diluvialpflanzen . 138

I — , Kreide . 78, 101

Sächsisches Quadergebirge 68

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284

Seite

Sächsische Schweiz, Kreide 78

Saerbeck, Tiefbohrloch . . 35

Samaria, Kreide . 30

Santiago, Kupferlager¬
stätten . 61,63 1

Saron, Dünen . 34

Saxonischer Trog, tekto- •

nische Bedeutung . . . 139

Schatzlar, Kohle . 202

Schlesisch-Ostrau, Stein¬
kohle . 2/2 1

Schlesien, Rudisten . ... 170 |

Schneeberg, Kohle .... 207

Schönebeck, Tektonik. . . 190

Schrecksbach, Buntsandstein 271
Schwaben, Dogger .... 192
Schwarzenborn, Buntsand¬

stein . 272

Schwarzwald, Diluvium . . 134
Schweden, Diluvium ... 111 ■

Segeberg, magnetische

Messungen . 102 , 107

Serbien, Kupferlagerstätten 66
Siebenbürgen, Molassekohle 207 \
Siegerland. Gänge .... 100 .
— , junge Bewegungen . . 139
Sonneborn, Zechstein ... 44

Sontheim a. Br., Dogger 193, 195

Sorau, Endmoräne .... 155
Spirdingsee, Tektonische

Störungen . 167

Stadtilm, Buntsandstein . . 273
Stadtlohn, Galeriten-

«chichten . 164

Staßfurt, Kalilager .... 22

Tektonik . 195 !

Steiermark, Braunkohle . . 202 I
SubherzynesBecken, Tektonik 183
Südamerika, Kupferlager¬
stätten . tf 60 |

Süd harz, Kalilager .... 9

Sülldorf, Tektonik .... 195
Sussex, Rudisten . 171

Syrien, geol. Beobachtungen 1

Torneä, Geschiebemergel . 111

Teutoburger Wald .... 46

Themsemündung, Pliocän . 160
Thüringen, Buntsandstein 273, '

277 !

Thüringerwald, Morphologie 250

— , Tektonik . 71

Tippeiskirchen, Tiefbohrung 87
Toquepala, Kupferlager-

stätten . 61

Seil«r

Treysa, Buntsandstein . . 271
Trierer Bucht, Tektonik . 127
Tul Karm, geologische Be¬
obachtungen . 29

Turacher Alpe, Kohle . . 212

Ungarn, Steinkohle .... 204
Unseburg, Tektonik ... 195

— , Tiefbohrung . 18*

Vilbel, Tertiäre Verwitte¬
rung . 217

Vimy, Rudisten . 171

Vogtland, Kulmpflanzen . . 267
Vreden, Tiefbohrungen . . 69

Warnemünde, magnetische
Messungen ..... 102, 105
Wasgenw’ald, Oberpliocän . 138
Wasserall fingen, Dogger . 192
Wefensleben, Salzstock 102, 106
Weferlingen, Tektonik . . 190
Weser, alluviale u. dilrviale

Schotter . 89

Weserbergland, Spateisen-

steingänge . 100

— , Tektonik . 35

Weichseldelta, Sedimente . 145.

156

Werra, Kalilager . . • . . 9

Westfalen, I’rod. Karbon . 41

— , Rudisten . 157

— , Steinkohle . 212

— , Tektonik ... 3, 33, 52, 62

— , Untersenon . 100

Wessum, Galeritenschichten 164
Wetterau, Bauxitische Ver¬
witterung . 219

Wiehengebirge, Spateisen¬
steingang . 101

— , Tektonik . 35

Winsen a. d. Luhe, magne¬

tische Messungen . . 102, 108
Winterswijk, Tiefbohrung 53
Wladimir Wolynsk, Inter¬
glazial . 5

Wolfershausen, Buntsand-

stein . 270

Wolhynien, Löß . 1,4

Württemberg, Buntsandstein 273

Zarenthin, Paleocän . . . 265
Ziegenhain, Buntsandstein 273
Zsiltal, Molassekohle . . . 207
Züricher See, Terrassen . , 239
Zwenkau, Diluvium .... 141

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Sachregister.

(Die Seitenzahlen der Monatsberichte sind kursiv

gedruckt.)

Seite Seite

Abkühlung, tekton. Wirkung 174 Biradiolites cornupastoris . 15fr

Aibien, Osning . 45 Bochumer Grünsand, Münster-

Alluviale Schotter, Weser, sches Becken . 38

Saale . 89 Bodegang, Harz . 114

Alttertiär, Priegnitz . . . 265 Bodenbewegungen, Ost-

Alveolinenkalk, Syrien . . 20 preußen . 169

Analysen von Kohlen . . . 204 1 Bohnerze, Rheinhessen . . 2/5

Anziehungskräfte, tektonische , Böschungssprünge .... 69

Wirkung . 174 ; Braunkohle, Entstehung • . 190

Aplit, Bodegang . 117 j — , Mitteldeutschland ... 99

Artefakte, Palaestina ... 38 Braunkohle, Steiermark . . 202

Asbest, Albanien .... 246 I Braunkohlenquarz ite,

Aucella Geinitzi . 276 Sachsen . 13fr

Auflagerkräfte, tektonische ! Brechtemulde . 50

Wirkung . 174 . Bruchzone des Niederrheins 66

Aufsteigendes Magma ... 131 i Bücherei, siehe Bibliothek
Augengneis, Bodegang . . 119 ! Buntsandstein, Calbe . . . 186*

Augit, Umwandlung . . . . 171 \ — , Fossilhorizonte .... 269

\ — , Nordsee . 159

Baltische Dislokationsphase 167 Thüringerwald .... 25T

Baltischer Höhenrücken 165,166

Bänderton, Sachsen .... 139 Calamites, Analyse .... 212

Basalgrundmoräne, Sachsen 142 ' Calliergon cuspidatum . . . 145

Basalschotter, Sachsen . . 142 ’ — giganteum . 144

Basalt, Island . 245 i Campylium stellatum . . . 144

— , Palaestina . 32,38 Cancrinit, Synthese. ... 171

— , prämiocäner, Syrien . . 17 Carbon, Inkohlung . . 202,212

— , Syrien . 7 — , Nordsee . 158

Basin ranges structurc . . 77 — , produktives . 2

Baugrundkarte, Danzig . . 156 — , produktives, Holland . 53

Bausandstein . 273 — , produktives, Nord-

Bauxit, Entstehung .... 219 deutschland . 60

Beiratswahl . 226 Carex er. rostrata • . . . . 146

Beiträge der Mitglieder . . 148 Carnallit, Entstehung ... 9

Bentheimer Sandstein . . 55,57 Cenococeum geophilum . . . 146

ßergschrund . 235 Cenoman, Palästina .... 37

Berlebecker Achse, Fort- — , Ochtrup . 55

setzung . 59 — , Osning . 36

Bibliothek, Bestand .... 150 — , Syrien . 24

— , Neueingänge 202, 96, 144, 277 Ceriosymplegma chalybonense

— , Verzeichnis der Zeit- n. g. n. sp . 49

Schriften u. Kartenwerke 202 Corophioides polyupsilon .. 275

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286

Seite

Chirotherium Barthi .... 273 !
■Chirotheriumsandstein,

Franken . 272 I

— , Thüringen . 277 \

Chrysohypnum stellatum . . 149 1
•Clarain, Analyse ..... 212 I
Comarum palustre .... 147 |

Copiapit . 68 I

Coquimbit . 68 I

Cöthener Spalte . 185 |

Cratoneurum commutatum . 144 j

— Jilicinum . 144 i

Culm, Lahn . 240 f

— , Pflanzen . 261 !

Dänische Stufe, Pulaestina . 39

Deckdiabas, Lahn .... 240

Deckenbildung . 184

Devon, Lahn . 240

Diabas, Lahn . 240

Diatomeenflora . 154

Dillmulde, Deckdiabas . . 241
Diluvialschotter, Palaestina 39,44

— , Weser, Saale . 89

Diluvial tone, Sachsen . . . 138

Diluvium, Alpen . 228

— , Elsaß . 131

— , Frankfurt a. 0 . 3,31

— , Ostpreußen .... 146, 165
— , Palästina ... 34, 38, 39, 42

— , Rügen . 163

— , Syrieu . 17, 21

— , Tornea . 111

Dinotherium bavaricum . . 131

Dogger, Osning . 45

Dolomit im Keuper .... 145

Dorm-Sattel . 191

Drepanocladus exannulatus 144

— revolvens . 144

— Sendtneri . 144

Driburger Achse, Fort¬
setzung . 61

Druck, Wirkung . 172

Druckstörungen, Siegerland 139
Dünen, Palaestina .... 34

Durania Arnaudi . . . 160, 176
— Mortoni .... 160, 163, 176
Dysodil, Libanon .... 27, 54

Eem-Frage . 223 .

Eindrücke von Eisnadeln . 274 |
Eisenerze, oolitische ... 2 j

Eiseninfiltration, Pliocän . 218 |
Eisenstein, Tertiär .... 220 ;
Eisnadelabdrücke . 274

5*it*

Elbtalgebirgisclie Haupt¬
richtung . W»

Emscher, Osning . 3ö

— , Westfalen . 46

Enargit . 69, 70, 72

Endmoränenzug, Branden¬
burg . l.Vi

Ennepetalstörung . 70

Entstehung der Klüfte . . . 105
Eocän, Foraminiferen . . . 267

— , Syrien . 17

— , Westfalen . 47

Epirogenetische Bewegungen 87
erdmagnetische Störungen . 153
Erdrotation, tekton. Wirkung 173
Eriophorum cf. Scheiich-

zeri . 146, 15b

Eruptionskräfte, tektonische

Wirkung . 7/5, 174

Eruptiva, Syrien . 7

Erzgebirgisches Kluft¬
system . 89. 90

Exotika, Kalkalpen .... 3

Fahlerze, Peru . 70

Fährtenhorizonte, Buntsand¬
stein . 269

Faltengebirge, Begriff ... 76

Faltengebirgsbau . 126

Faltengitter . 77

Faltung, Alpen . 74

Faltungsdruck, Wirkung bei

Inkohlung . 214

Faltungsphasen, vari-

stische . 225, 240

Famatinit, Argentinien . . 70

Faserkohle, Lias . 204

Faunenmischungeu .... 164

Fels it porphyr . 116

Flachmoor, lebendes und
totes . 189

Flammkohle, Zusammen¬
setzung . 202

Fontinalis hypnoides ... 14N

Foraminiferen, paleoräne . 265

Forellenaplit . 115

Forellenleptynit . 115

Fossil horizonte, Buntsand¬
stein . 269

Gabbro, Paragenese .... 171

Galeritenschichten, West¬
falen . 164

Gangeinscbieben . 97

Gebirg8ban, Holland ... 52 |

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287

Seite

Gebirgsbau, Westfalen,

Holland . 3

Gebirgsbildung . . 155, 172, 204

— , Harz . . . 225

— , Ursachen ..... 172, 187
Gebirgsdruck bei Inkohlung 200

Gelenkfaltung . 76

Geochemie der Inkohlung . 200
Geologenkongreß, inter¬
nationaler . 151

Gervilleia Murchisoni . . . 276
Geschiebemergel, Frank¬
furt a. 0 . 3, 31

— . Torneä . 111

Gestein ssynthese ..... 171
Gibbssche Phasenregel . . 170
Gießener Grauwacke . . . 240
Gildehäuser Sandstein . . 57

Gipfelgrate, Entstehung . . 236
Gips im Kupferschiefer . . 12

Glaziale Landschaften . . 154

Tone . 154

Glazialflora . • . . . 148, 151
Glanzkohle, Steiermark 202, 212
Glimmersyenitporphyr . . 116
Goldgänge, Südamerika . . 64

Goldkupfergänge . 65

Goldlagerstätten, Südamerika 65

Gosau, Kohle . 202 , 207

Granit, Bodegang . 117

— , Wirkung bei Kluft¬
bildung . 107

Granitporphyr . 116

Granu latenkreide, Ochtrup 46
Grauer Salzton, Entstehung 18
Grauwacke, Gießener . . . 240

— , Paschleber . 185

Großwellung der Schollen¬
körper . 179

Grundgebirge, Elbsandstein-

gebirge .

Grundmoräne, Frank-

110

furt a 0 .

3, 31

Grundproben, Gewinnung .

157

Grünsand, Lengerich . . .

— , Osning .

Gruskalk, Priegnitz . . . .

265

Hartsalz, Entstehung . . .

Harzkersantite .

123

Harzscholle .

Hasenwinkelachse . . . .

191

Heidemoor .

190

Heimatkunde, geologische

155

Seite

Hilsphase . 45

Hiltsche Regel . 203

Hippuris vulgaris . 148

Hochmoor . 189

Hochterrasse, Rhein . . . 135

— , Syrien . 21

Hochterrassenschotte r,

Pleiße . 143

Hohmannit . 68

Horst, Krefeld . 67

Höttinger Brekzie, Kalk¬
alpen . 3, 229

Huppererde . 132

Interglazial, Alpen .... 229

— , Sachsen . 141

— , Wladimir Wolynsk . . 5

— , Verwitterungszonen . . 31

Inkohlung, Geochemie . . 200
Insolation, Wirkung ... 86

Intermoränal, Sachsen . . 141
Isostatische Bewegungen . 238

Jungendmoränen, Branden¬

burg . 155

Jura, Nordsee . 159

— , Osnabrück . 40

— , Osning . 45

— , Syrien . 24

Kalilager, Entstehung . 2, 7, 98
Kamnitzer Richtung . . . 101
Kaolin, Mainzer Becken . 220
Karbonatapatit, Synthese . 171

Kare, Island . 245

Keuper, Franken . 145

Kieselschiefer, Lahn . . . 241

Kieserit, Bildung . 8

Kimmersche Phase, Harz¬
vorland . 184

Kippschollenkreuzung . . 183
Klima, Buntsandstein . . . 274
Klüfte, Entstehung . . .82, 105

— , wilde . 80

Kluftsysteme, Elbsandstein¬
gebirge . 78

Kohlenflöze, Geochemie . . 201
Kontaktlagerstätten, Anden 64
Kontaktmetomophorse ... 171
Kreide, Foraminiferen . . 267

— , Nordsee . . 159

— , Palaestina .... 31, 36, 38

— , Sachsen . 78

— , Syrien . . . 3.17,44,47,54
— , Untere, Ochtrup ... 55

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288

Seite

Kreidekohle . 202,207

Kreidespongien . 15$

Krustenkalk . 31

Krustenbewegungen, quar¬
täre . 237

Kupfergänge, C hile .... 64

Kupferglanz, Anden . . 60,63
Kupferkies, Anden ... 61,64

Kupferlagerstätten, Anden . 60, /
Kupferschiefer mit pri¬
märem Gips . 12

Landschaften, glaziale . . 154

Lappwaldmulde . 191

Laubmoose, Sachsen . . . 143
Lausitzer Kluftsystem . . 89

Lautarit . 76

Lebendes Flachmoor . . . 190
Leda Deshayesiana .... 138
Lepidodendron, Analyse . . 213
Lias, Osning . 44

— , Steinkohle .... 204 , 205
Lithothamnienkalke, Syrien 15

17, 3o

IiOndonton, Nordsee .... 160

Lose, Elbsandsteingebirge . 82

Löß, Elsaß . 135

— , Wolhynien . /, 4

Lycopus europaeus .... 148

Magma, aufsteigendes . . . 131
Magnetische Messungen über

Salzhorste . 98, 100

Magnetit, Kolumbien ... 64

Malachit, Argentinien ... 60

Mandelsteinbasalt, Syrien . 7

Mansfelder Mulde .... 189
Mechanische Lockerung . . 83

Mediteranstufe, II , Syrien . 7

Meesea triquetra . 143

Mejonit, Synthese .... 171

Menyanthes trifoliata ... 148
Metasomatische Erzkörper 60
Miocän, Syrien . . . . 5, 9, 17

— , Westfalen . 48

Mitgliederzahl . 148

Mitgliedsbeitrag . 148

Mitgliederverzeichnis . . . 214
Mitteloligocan, Sachsen . . 138
Mittelterrasse, Rhein . . . 136

Molassesteinkohle . 207

Molybdänglanz, Peru ... 64

Moorlog, Doggerbank ... 161

Moornomcnkiatur . 189

Moose, Diluvium . 145

Seite

Morphologie, Thüringerwald 250
i Muschelkalk, Nordsee ... 159

— , Ochtrup . 56

— , Thüringerwald .... 257

Ifageltluh, Syrien . 21

Nautilus bidorsatus . ... 199
Neckera complanata . ... Wo

Nehrungsbildung . 152

Xeocom, Ochtrup . 56

— , Osning . 45

— , Libanon . 29

Neueingänge der Bibliothek 202.

96, 144 , 279
Niederterrasse, Rhein ... 135

Nordseeschlick . 162

Nordwestfälisch-lippische
Schwelle . 3,33

Oberkreide, Kohle . . 202, 207
Obersenon, Baumberge . . 46

— , Haldem . 36

Ochtruper Horst . 56

Oligoean, Kohle . 207

— »Syrien . 9

— , Westfalen . 4S

Oolithi8che Eisenerze im
Produktiven Karbon . . 2

Orogenetische Zonen ... 182
Osningachse, westliche Fort¬

set zung . 59

Osning-Flexur . 65

Osningsandstein . 45

Ostrea lamellosa . b>

Paläozoikum, Harz .... 225
Paleocän, Priegnitz . . 265,267

— , Westfalen . 47

Pecten Ziziniae . 15

Periphragella . 52

Petrographie, experimentelle 170

Petrologie . 154, 170

Pflanzen, Kulm . 267

— , diluviale . 13,^

— , Eintluü auf Kohlen¬
qualität . 211

sero- diagnostisches

System . 146

Phasenregel, Gibbssehe . . 170
Phytopaläontologie . ... 147
Piesberg-Pyrmonter Achse 49
Pläner, Brackwede .... 3$

Plattensandstein . 273

fHeuropholis Koerti n. sp. 29. 54
Pliocän, Elsaß . 131

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289

Seite

Pliocän, Nordsee . 160

— , Verwitterung . 218

Polnischer Sockel .... 165
Polygonum viviparum . 147, 149
Porphyr, Bodegang .... 118

Portland, Osning . 45

Postglaziale Tone .... 154
Potentilla aurea . 147

— cf. alpestris . 147

Potamogeton pusillus ... 146
Pressung, gerichtete ... 775

— in Schollengebirgen . . 68

Primäre Teufen unterschiede

bei Kohlen . 201

Produktives Karbon, Eisen¬
erze . 2

- , Holland . 53

- , Ibbenbüren .... 41

- , Norddeutschland . . 60

Proportionalitätsgesetz . . 174
Ptychocalyptra Koerti n. g.

n. sp . 47

auadratenkreide . 159

uartärgeologie, alpine . . 228
Quartär, Ostpreußen . 146, 165
Quarzdiabas, Paragenese . 171
Quarzporphyr . 116

Radiolites Gosae . 159

— hercynicus . 159

— Mälleri . 139

— pussillus . 159

— sublaevigatus . 159

Rahmenfaltung, Harzvor¬
land . 183, 194

Baibler-Schichten .... 57

Hamberggranit . 123

Randfaltung, zonare ... 76

Reaktionskräfte, tektonische

Wirkung . . 174

Rechnungsabschluß 1923 . 224

Rbizocorallien . 274

Rhyncholithes Bathoniensis 194

— integer . 795

— Lochensis . 194

— tuberosus . 194

Rhyolith, Argentinien . . 60

Rinnen, Ostpreußen . . . 166

Rohhumus . 189

Rotliegendes, Fehlen in

Westfalen . . 44,53

Rot, Ochtrup . 56

Rückfaltung . 107

Seite

Rudisten, Norddeutschland 159
Rumpffläche, Thüringerwald 257

Saaleterrasse . 153

Saarbrücker Stufe, Westfalen 41
Salpeterlagerstätten ... 76

Salzhorste, magnetische

Messungen . 98,101

Samlandblock . 169

Sande, diluviale, Torneä . 777

— Nordsee . . . 163

Sattel von Alstätte ... 55,59

- Lünten .... 55, 58, 61

- Ochtrup-Gronau . 55, 61

Sauvagesia Westfalica n. sp. 160,

176

Saxonische Gebirgsbildung 184
Saxonischer Trog ... 73, 139

Schau fei flächen, Siegerland 139
Scheerung, Wirkung . . . 172

Schlepp, Sachsen . 142

Schlick, Nordsee . 762

Scholle von Osnabrück . . 65

Schollengebirge, Bau . . . 124

— , Begriff . 77

Schollen, Großwellung . . 179
Schollenränder, Tektonik . 59

Schottersysteme, inter¬
glaziale . 230

Schrägscholle von Münster 65
Schrägschollengebirge, Be¬
griff . 62,78

Schreibkreide, Palästina . 35,

49, 51

— , Syrien . 5

Schrumpfungsrisse, Elbsand¬
steingebirge . 78

Schubbewegungen, Rheini¬
sches Schiefergebirge . . 139
Schubspannungen .... 776
Schüttorfer Sattel .... 57

Schwarzerde, Wolhynien .
Schwarze Kreide, Osna¬
brück . 45

Schwefel, gediegen .... 69

Schwelle, nordwestfälisch-

lippische . 3, 33

— von Winterswijk-Ochtrup 69
Schweremessungen, Sieger-

land . 140

Schwerkraft, Wirkung ' . . 173
Schwerspat, Argentinien . 70

Scorpidium scorpioides . . 144
Sedimente, Nordsee . . 145, 156
Sedimentpetrographie . . . 146

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290

Seite

Seen, Nehrungsbildung . . 153
Seeterrassen, Ostpreußen . 167

Senon, Kohle . 207

— , Osning . 36

— , «Palästina ... 31, 42, 49, 51
Sero-diagnostisches System 146
Serologischer Stammbaum . 146
Serpentin, Albanien . . . 246
Sigillaria, Analyse .... 212
Silbererzgänge, Südamerika 64
Sinterkohle, Zusammen¬

setzung . 202

Solle . 154

Spalten, Beziehungen zu

Vulkanismus . 132

Spaltenfrost, Wirkung . . 85

Spateisensteingänge, W eser-

bergland . 100

Spongia hexactinellida . . . 51

Spongien, Kreide . 155

— , Syrien . 47

Spurrit, Synthese . 171

Staßfurter Sattel . . . 188, 195
Statische Probleme in der

Tektonik . 172

Steinkohle, Geochemie . . 202
Steppenkalk, Syrien ... 8

Stinkschiefer, Entstehung . 17

Störungen, Ochtrup .... 56

— , Richtung . 78

Stubensand . 276

Stufenfalte des Osning . . 65

Subherzynes Becken . . . 183
Sundgauschotter, Oberelsaß 130
Sylvin, Entstehung .... 8

Synthese von Gesteinen . . 171

Talko- Asbest, Albanien . . 249
Tangentiale Bewegung . . 187

Tangentialkräfte . 179

Tapes aureus var. eemiensis 161
Tektonik, Beziehungen zum

Vulkanismus . 115

— , Elbsandsteingebirge . 78, 80

— , Harzvorland . 183

— , Nordwestdeutschland 3, 33,
52, 62

— , Palästina . 36

— , Quartär . . . 146, 153, 165

— . Syrien . 23

— , statische Probleme . . 172
— , Wirkung bei Inkohlung 200,

214

Terrassen, Alpen . 239

— , Ostpreußen . 167

I Seite

I Terrassen, Pleiße .... 131

— , Saale . 89

1 — , Weser . 90

Terrassenschotter, Syrien . 17

i Tertiär, Albanien . 246

— , Nordsee . 158

Tertiäre Verwitterungs¬
rinden . 215

Temperaturunterschiede,

Wirkung . 86

Teufenunterschiede, primäre,

bei Kohlen . 201

Thermenaufstieg . 97

Thuidium Blandow ii ... 144
Turon, Rudisteu ..... 159

— , Syrien . 24

Thüringer Scholle .... 72

Tiefseelot . 157

Ton, glazialer . 154

Torf, Doggerbank .... 161

— , Einteilung . 189

Tortonastufe, Syrien ... 16

Totes Flachmoor . 190

Transgressionen, Harz . . 225
Trapp, Verwitterung . . . 218

Trias, Ochtrup . 55

— , Osnabrück . 44

Thrissops sp . 29, 58

Trocken torf . 189

Trogtheorie . 64

Tuff, Syrien . 8

Tundren, Sachsen .... 148

Turon, Osning . 36

— , Palästina . 31, 37

Überfaltung . 184

Überschiebung, Allertal . 194
— im Rheinischen Schiefer¬
gebirge . 139

Unterkarbon, Lahn . . 225, 240
Untere Kreide, Ochtrup . . 55

- , Syrien .... 24. 29, 54

Untersenon, Borken, West¬
falen . 100

— , Ochtrup . 46

Ursachen der Gebirgs¬
bildung . 172, 187

Varistische Faltungsphasen 225,

240

Vegetation, Wirkungen . . 86

Vereisungsperioden, Alpen 230
I Vergletscherung, Alpen . . 228
Verschiebungen, tangentiale 178
| Vertorfung bei Inkohlung . 200

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291

Seite

Verwerfungen, junge, Syrien 21 ,

Verwitterung, chemische . 84

VerwitterungBrinden,
tertiäre ........ 2/5

Viola palustris . 147

Vorstandswahl . 226

Vulkanismus, Kräftegruppen 115

Wadischotter . 38

Wadisemen te, Palästina . 39, 44
Warburger Ache, Fort¬
setzung . 61

Wealden, Ochtrup .... 56

— , Osning . 45

— , Syrien . 23, 29, 54

Weichselia reticulata . . 28, 29

Seite

Wellenbewegung . 184

Wilde Klüfte . 80

Wind, Wirkung . 86

Wüstenklima, Buntsandstein 274

Zechstein, Deutschland . . 7

— , Kalilager . 2

— , Sonneborn bei Pyrmont 44
Zechsteinsalze, Tektonik . 63

Zonare Randfaltung ... 76

Zentrifugalkraft, tektonische

Wirkung . 173

Zerrung, gerichtete .... 139
— in Schollengebirgen . . 68

Zugspannungen . 176

Zug, Wirkung . 172

Zwischenmoor . 189

19*

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Verlag von FERDINAND ENKE in Stuttgart

Abriß der allgemeinen und
stratigraphischen Geologie

Von

Geheimrat Professor Dr. Emanuel Kayser

Vierte und fünfte, umgearbeitete Auflage

Mit 305 Textabbildungen, 65 Versteinerungstafeln und einer geologischen
Übersichtskarte von Mitteleuropa

Lex. 8°. 1925. XI und 612 Seiten — Geheftet M. 24,—, in Leinwand
gebunden M. 26,40.

Das Buch enthält die Hauptlehren der allgemeinen und stratigraphischen Geo¬
logie, wobei alles Wichtige berücksichtigt ist. Beide Teile wurden von Auf¬
lage zu Auflage sorgfältiger bearbeitet und ausgestattet, ohne daß der Umfang
allzusehr angewachsen ist. Bei der vorliegenden vierten und fünften Auflage
sind die jüngeren Formationen, besonders Tertiär und Quartär, erheblich
eingehender behandelt und mit zahlreichen paläogeographischen Karten,
neuen Gliederungstabellen und Fossiltafeln versehen worden. Der paläonto-
typische Inhalt der verschiedenen Formationen, ihre Flora und Fauna, sind
diesmal ebenfalls noch etwas eingehender behandelt und durch eine Reihe
von neuen Abbildungen veranschaulicht worden.

Inhaltsverzeichnis:

Allgemeine Geologie: 1. Physiographische Geologie. — I. Astronomisch-geo¬
physikalischer Abschnitt. — II. Geographischer Abschnitt. — III. Petro-
graphisch-tektonischer Abschnitt. — 2. Dynamische Geologie. — A. Exogene
Vorgänge (äußere Dynamik). — * I. Wirkungen der Atmosphäre. —
II. Wirkungen des Wassers. — III. Wirkungen der Organismen. —

B. Endogene Vorgänge (imiere Dynamik). — I. Vulkanische Ausbruchs-
? erscheinungen. — II. Bewegungsvorgänge der Lithosphäre.

Stratigraphische Geologie: I. Archäische Gesteinsgruppe (Urgebirge). —
II. Algonkium. (Eo- oder proterozoische Gesteinsgruppe). — III. Paläo¬
zoische (primäre) Formationsgruppe. — A. Kambrium. — B. Silur. —

C. Devon. — D. Karbon. — E. Perm. — ~ IV. Mesozoische (sekundäre)
Formationsgruppe. — A. Trias. — B. Juraformation. — C. Kreideformation. —
V. Neozoische Formationsgruppe. — A. Tertiärformation. — B. Quartär -

forpiation. — Register.

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